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DEPÓSITOS DE FOSFATO SEDIMENTAR,

UMA ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA DA FORMAÇÃO

BOCAINA, FAZENDA RESSACA-MS VERSUS GRUPO

ARARAS, FAZENDA SERRA AZUL-MT.

Livros Grátis

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UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

Paulo Speller

Reitor

Elias Alves de Andrade

Vice-Reitor

Marinêz Isaac Marques

Pró-Reitora de Pós-Graduação

Carlos Antônio Dornellas

Diretor do Instituto de Ciências Exatas e da Terra

Rúbia Ribeiro Viana

Coordenadora do Programa de Pós-Graduação em Geociências

Jackson Douglas Silva da Paz

Chefe do Departamento de Recursos Minerais

v

CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO N° 05

DEPÓSITOS DE FOSFATO SEDIMENTAR,

UMA ANÁLISE ESTRATIGRAFICA DA FORMAÇÃO

BOCAINA, FAZENDA RESSACA-MS VERSUS GRUPO

ARARAS, FAZENDA SERRA AZUL-MT.

Autora: Alessandra de Sousa Rosa

Orientador: Prof. Dr. Francisco Egídio Cavalcante Pinho

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geociências do Departamento de Geologia da Faculdade de Geologia da Universidade Federal de Mato

Grosso, como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre em Geociências, Área de Concentração: Petrogênese/Recursos Minerais

CUIABÁ 2008

vi

Universidade Federal de Mato Grosso – http://www.ufmt.br Instituto de Ciências Exatas e da Terra – http://www.ufmt.br Curso de Geologia – http://www.ufmt.br Departamento de Recursos Minerais – http://www.ufmt.br Programa de Pós-Graduação em Geociências – [email protected] Campus Cuiabá – Avenida Fernando Corrêa, s/nº - Coxipó 78.060-900 – Cuiabá, Mato Grosso Fone: (65) 3615-8000 – Fax: (65) 3628-1219 – E.mail: – http://ufmt.br Os direitos de tradução e reprodução são reservados. Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos, ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral.

Depósito Legal na Biblioteca Nacional Edição 1ª

Catalogação elaborada pela Biblioteca Central do Sistema de Bibliotecas e Informação – SISBIB – Universidade Federal de Mato Grosso

Rosa, Alessandra de Sousa. Depósitos de Fosfato Sedimentar, Uma Análise Estratigráfica da Formação Bocaina, Fazenda Ressaca -

MS Vesus Grupo Araras, Fazenda Serra Azul-MT [manuscrito]. / Alessandra de Sousa Rosa – 2008

xiv, 67 f.; il. Color. (Contribuições às Ciências da Terra, série 1, vol. 1, n. 1).

Orientador: Prof. Dr. Francisco Egídio Cavalcante Pinho

Dissertação (Mestrado). Universidade Federal de Mato Grosso. Instituto de Ciências Exatas e da Terra. Faculdade de Geologia. Departamento de Geologia. Programa de Pós-Graduação em Geociências.

Área de Concentração: Petrogênese/Recursos Minerais 1. Geologia – Dissertação. 2. Faixa Paraguai – Dissertação. 3. Grupo Corumbá – Dissertação. 4.

Grupo Araras – Dissertação. 5. Rochas Fosfáticas. CDU: .....

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Dedicatória

Dedico este trabalho a minha

família, meu maior tesouro,

meus pais Samuel e Iraides,

Venâncio, a luz da minha vida

e meus queridos Alessandro

& Zilda.

"Não poríamos a mão no fogo pelas nossas opiniões: não temos assim tanta certeza delas. Mas talvez nos deixemos queimar por inteiro para podermos ter e mudar as nossas opiniões."

[Friedrich Nietzsche]

http://www.frasesfamosas.com.br/de/friedrich-nietzsche.html

ix

Agradecimentos

De forma simples porem sincera gostaria de externar meus agradecimentos aos envolvidos no

cumprimento de mais uma importante etapa da minha vida. Etapa esta desenvolvida nas dependências

da Universidade Federal de Mato Grosso, uma instituição pela qual nutro grande carinho e respeito,

onde recebi o apoio de outras instituições como a Coordenação de Aperfeiçoamento Pessoal de Nível

Superior – Capes, a Fundação de Apoio a Pesquisa de Mato Grosso – FAPEMAT (processo

0726/2006), o Conselho Nacional de Desenvolvimento Tecnológico - CNPq (processo 474220/006-0)

e a Universidade de São Paulo-USP. Sou grata pelos ensinamentos de todos os docentes e a agradável

companhia dos colegas, onde através de empolgantes discussões, tive a oportunidade de observar

diversos pontos de vista a fim de formar o meu próprio. Citar nomes por vezes é complicado, pois se

corre o risco de esquecer alguém, por isso sempre tentei expressar minha gratidão no convívio diário, e

se assim não o fiz, peço perdão, mais não posso deixar de expressar minha gratidão a algumas pessoas

que estiveram muito próximas neste percurso, contribuindo sobremaneira para a construção deste

trabalho.

Ao Prof. Dr. Gerson Souza Saes, pela atenção e pelo fornecimento de bibliografia na área de

sedimentologia, sempre um socorro acessível.

Sou grata pelos momentos de pausa e pelas inesquecíveis viagens. Agradeço as queridas

Gisely pela sua alegria; Maria Elisa pelo seu exemplo de bem viver; Rosilene pela companhia que

nunca me faltou; Eudinéia pelo seu inesgotável sendo de humor, Elaine, minha adorável companheira

de campo e cujo precioso auxilio nos momentos de finalização deste trabalho foi essencial para a

realização do mesmo, além do impagável Marcos Maciel, Fânio, Jeane, entre outros. Sou grata

também a todos os professores do programa, aqui representados pela Profa. Dra. Maria Zélia Aguiar,

cujo entusiasmo em disseminar o conhecimento é uma de suas características mais marcantes e

também a todos os técnicos responsáveis pelos laboratórios e secretarias.

Ao Programa de Pós-Graduação em Geociências, na pessoa da coordenadora Profa. Dra.

Rúbia Ribeiro Viana, alem dos membros da banca examinadora, pelas contribuições que certamente

virão.

Ao caro Prof. Dr. Francisco Egídio Cavalcante Pinho, que após anos de orientação tornou-se

mais que um mestre, um amigo, alguém que respeito e admiro.

Gostaria de agradecer ainda aos amados Alice e Wanderly pelo apoio e amizade destinados a

mim nestes últimos meses.

E um agradecimento mais que especial a minha família, meu maior e melhor presente divino.

Agradeço pela compreensão, apoio emocional e financeiro. Sou imensamente feliz por ter como

referência um lar terno e muito alegre, “Nenhum sucesso na vida compensa o fracasso de um lar”

(Spencer W. Kimball).

x

Sumário Agradecimentos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ix Sumário . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . x Lista de Figuras . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xii Lista de Tabelas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xiv Resumo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xv Abstract . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xvi

CAPÍTULO 1 ........................................................................................................................................................................... 1

INTRODUÇÃO ................................................................................................................................................................... 1 1.1-APRESENTAÇÃO DO TEMA ............................................................................................................................... 1 1.2-OBJETIVOS.............................................................................................................................................................. 2 1.3-LOCALIZAÇÃO E ACESSOS................................................................................................................................ 2 1.4-MATERIAIS E MÉTODOS DE TRABALHO...................................................................................................... 4

CAPÍTULO 2 ........................................................................................................................................................................... 6

DEPÓSITOS DE FOSFATO ............................................................................................................................................. 6 2.1-O ELEMENTO FÓSFORO.................................................................................................................................... 6 2.2-FONTES DE FOSFORO E FOSFATOGENESE ............................................................................................... 6 2.3-DEPÓSITOS PRIMÁRIOS..................................................................................................................................... 9

Depósitos de Afiliação Magmática ...............................................................................................................................9 Depósitos de Origem Sedimentar................................................................................................................................10 -Depósitos de Metafosforito........................................................................................................................................11

2.4-DEPÓSITOS DE FOSFATO DE ORIGEM SECUNDÁRIA .......................................................................... 11 2.5-IMPORTANTES DEPÓSITOS DE FOSTATO................................................................................................. 12

COMPLEXO FOSFÓRIA (PHOSPHORIA COMPLEX)..........................................................................................12 DEPÓSITO PERNAMBUCO PARAÍBA..................................................................................................................12 DEPÓSITO ROCINHA..............................................................................................................................................14

CAPÍTULO 3 ......................................................................................................................................................................... 16

CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL .................................................................................................................... 16 3.1-UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS QUE COMPÕEM A FAIXA PARAGUAI NO ESTADO DE MATO GROSSO DO SUL ........................................................................................................................................................ 18

GRUPO CUIABÁ.......................................................................................................................................................19 FORMAÇÃO PUGA..................................................................................................................................................19 GRUPO CORUMBÁ..................................................................................................................................................20 GRUPO JACADIGO..................................................................................................................................................27

3.2-UNIDADES ESTRATIGRAFICAS QUE COMPÕEM A FAIXA PARAGUAI NO ESTADO DE MATO GROSSO......................................................................................................................................................................... 30

GRUPO CUIABÁ.......................................................................................................................................................30 FORMAÇÃO BAUXI.................................................................................................................................................32 FORMAÇÃO PUGA..................................................................................................................................................33 GRUPO ARARAS......................................................................................................................................................33 GRUPO ALTO PARAGUAI......................................................................................................................................34

CAPÍTULO 4 ......................................................................................................................................................................... 40

CONTEXTO GEOLÓGICO DAS ÁREAS PESQUISADAS.................................................................................... 40 4.1-FAZENDA RESSACA-FORMAÇÃO BOCAINA .............................................................................................. 40

FÁCIES DE MUDSTONES DOLOMÍTICOS ESTRATIFICADOS, ASSOCIADOS À ESTROMATÓLITOS LLH. ............................................................................................................................................................................40 FÁCIES DE FLAKSTONES......................................................................................................................................41 FÁCIES DE PSÓIDES RUDSTONES.......................................................................................................................42 FÁCIES DE MUDSTONES DOLOMÍTICOS COM INTERCALAÇÕES DE SILEXITOS...................................43 FÁCIES DE MICROFOSFORITO.............................................................................................................................44

4.2-FAZENDA SERRA AZUL-GRUPO ARARAS ................................................................................................... 47 FORMAÇÃO GUIA...................................................................................................................................................48 FORMAÇÃO NOBRES..............................................................................................................................................49

CAPÍTULO 5 ......................................................................................................................................................................... 54

AMBIENTES DEPOSICIONAIS, UMA BREVE INTERPRETAÇÃO DAS FÁCIES ....................................... 54

xi

CAPÍTULO 6 ......................................................................................................................................................................... 59

RESULTADOS E DISCUSSÕES................................................................................................................................... 59

CAPÍTULO 7 ......................................................................................................................................................................... 61

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ........................................................................................................................... 61

ANEXOS FICHA DE APROVAÇÃO ARTIGO CIENTÍFICO SUBMETIDO À REVISTA BRASILEIRA DE GEOCIENCIAS

xii

Lista de Figuras

Figura 1.1: Mapa de localização e acessos a área de estudo na porção sul da Faixa Paraguai (Fazenda Ressaca), modificado de Justo et al. 1999........................................................................................ 3

Figura 1.2: Mapa de localização e acessos a área de estudo na porção norte da Faixa Paraguai (Fazenda Serra Azul), modificado do Mapa Político, Rodoviário e Estatístico de Mato Grosso, edição 2004. ............................................................................................................................................ 4

Figura 1.3: Imagem LANDSAT da área norte (MT), banda para uso e ocupação do solo. Escala 1:100.000...................................................................................................................................... 5

Figura 2.1: Esquema de deposição das fácies da Formação Bocaina (modificado de Boggiani 1990).. 8

Figura 2.2: Forma de ocorrência de complexos carbonatíticos. Mapa do Complexo alcanino-carbonatitico de Araxá-MG de da Silva 1986 (Fonte: Biondi 2003)................................................. 10

Figura 3.1: Mapa geológico regional da Faixa Paraguai. Modificado de Alvarenga (1993). ............. 16

Figura 3.2: Coluna estratigráfica esquemática da Faixa Paraguai no estado de Mato Grosso, modificado de Alvarenga (1988). ................................................................................................. 18

Figura 3.3: Foto mostrando calcário com intercalações de pelitos da Formação Tamengo. .............. 24

Figura 3.4: Foto de afloramento da Formação Guaicurus (estrada Bodoquena-Bonito). ................... 26

Figura 3.5: Foto mostrando contato entre os calcários da Formação Tamengo (abaixo da linha pontilhada) e os pelitos da Formação Guaicurus afloramento na estrada Bodoquena-Bonito. ............ 27

Figura 3.6: Perfil esquemático do Grupo Jacadigo, modificado de Godoi (2001). ........................... 28

Figura 3.7: Fotos da Formação Serra Azul, A: Clasto de dolomito presente na camada de diamictito basal. B: Camada de siltito de cor amarela. C: Contato entre a camada de siltito e a camada argilosa de topo. ........................................................................................................................................... 37

Figura 3.8: Foto mostrando estratificação cruzada em arenito da Formação Raizama. ..................... 38

Figura 3.9: Foto mostrando marcas de onda nos litoarenitos da Formação Diamantino.................... 39

Figura 4.1: Fotos de estromatólitos da Formação Bocaina em afloramentos da Fazenda Ressaca. .... 41

Figura 4.2: Fotos da fácies de flakestones da Formação Bocaina.................................................... 41

Figura 4.3: Foto mostrando ocorrência de psóids na Formação Bocaina (retirada de Justo et al. 1999)................................................................................................................................................... 42

Figura 4.4: Fotos de psóids de tamanho maior em afloramento na Fazenda Ressaca........................ 43

Figura 4.5: Foto mostrando intercalações de silexito em mudstone dolomítico................................ 43

Figura 4.6: Fotos da fácies de rocha fosfática da Formação Bocaina. Acima fosforito da Fazenda Ressaca, abaixo, calcário (parte mais clara) inserido na camada de fosforito de cor negra................. 45

Figura 4.7: Fotos da camada de rocha fosfática do perfil Fazenda Ressaca. .................................... 46

Figura 4.8: Perfil esquemático dos litotipos encontrados na Fazenda Ressaca-MS com resultados de P2O5 total (%) para amostras coletadas na fácies de rochas fosfáticas.............................................. 46

Figura 4.9: Fotos de afloramentos de calcário da Formação Guia. A esquerda calcário maciço aflorando em dolina, a direita, calcário com laminas de argila e boudins de chert............................. 49

Figura 4.10: Fotos de estrutura de dissolução por águas meteóricas Lapiás, nos calcários da Formação Guia ........................................................................................................................................... 49

Figura 4.11: Fotos de brechas dolomiticas que ocorrem na Formação Nobres................................. 50

Figura 4.12: Foto de estromatólito colunar na Formação Nobres.................................................... 51

xiii

Figura 4.13: Fotos de ocorrência de brecha arenítica na região de Marzagão, topo da Formação Nobres. A esquerda observa-se impregnação por oxido de ferro, conferindo a rocha cor avermelhada, a direita observa-se impregnação por óxido de manganês (cor preta). ................................................ 52

Figura 4.14: Coluna estratigráfica mostrando os litotipos do Grupo Araras encontrados na área da Fazenda Serra Azul-MT............................................................................................................... 53

Figura 5.1: Coluna estratigráfica do Grupo Corumbá mostrando as fácies descritas na Fazenda Ressaca. (Modificado de Boggiani 1998) ...................................................................................... 56

Figura 5.2: Coluna estratigráfica das unidades encontradas na Fazenda Serra Azul-MT e circunvizinhanças, (Modificada de Rosa 2005).............................................................................. 58

xiv

Lista de tabelas Tabela 3.1: Síntese das fácies da Formação Cadiueus, retirada de Boggiani (1998). ........................ 21

Tabela 3.2: Síntese das fácies da Formação Cerradinho, retirada de Boggiani, (1998). .................... 22

Tabela 3.3: Síntese das fácies da Formação Bocaina, retirada de Boggiani, (1998). ......................... 23

Tabela 3.4: Tabela mostrando a distribuição das fácies da Formação Tamengo sobre o Cráton Amazônico e Faixa Paraguai. ....................................................................................................... 25

Tabela 4.1: Resultados analíticos de 27 amostras coletadas em um dos perfis realizados na Fazenda Ressaca-MT e 03 coletadas aleatóriamente.................................................................................... 47

xv

Resumo Depósitos de Fosfato sedimentogênicos assumem grande importância no cenário da

exploração mineral do mundo, de onde se produz a maior parte deste elemento destinado a insumo

agrícola e, de um modo geral, estes depósitos apresentam-se com grandes dimensões.

Descobertas relativamente recentes de ocorrências de fosforito atribuído ao período

Neoproterozóico revelam que, em termos de área potencial para fosfato dessa idade, novas descobertas

possam vir a ocorrer. Um importante alvo deste estudo é a unidade carbonática da Faixa Paraguai. Esta

faixa representa uma seqüência de sedimentos e meta sedimentos deformados e metamorfisados

durante o evento tectônico Brasiliano/Pan-Africano (~600Ma), tendo sido desenvolvida no final do

Neoproterozóico, na borda sudeste do Cráton Amazônico. No estado de Mato Grosso do Sul está

representada por rochas da Formação Puga e dos grupos Corumbá e Jacadigo, e no estado de Mato

Grosso, pelas rochas do Grupo Cuiabá, formações Bauxi e Puga e grupos Araras e Alto Paraguai.

Durante a execução deste trabalho realizou-se perfis geológico numa área que registra uma

considerável ocorrência de rocha fosfática na Formação Bocaina, pertencente ao Grupo Corumbá e

localizada na Fazenda Ressaca, a norte de Bonito, sudoeste do estado de Mato Grosso do Sul. Nesta

área cinco fácies sedimentares foram descritas, (i) Fácies de mudstones dolomíticos estratificados,

associados a estromatólitos LLH, (ii) Fácies de flakstones, (iii) Fácies de psóides rudstones, (iv)

Fácies de mudstones dolomíticos com intercalações de silexitos e (v) Fácies de microfosforito, onde

se observaram características estruturais típicas de um ambiente deposicional de uma planície de maré,

sujeita a correstes marinhas ascendentes.

Com o objetivo de correlacionar estas informações e buscar prováveis locais favoráveis a

ocorrência de rochas fosfáticas na porção norte da faixa, realizaram-se perfis geológicos no Grupo

Araras na Fazenda Serra Azul, localizada a norte do Vilarejo Marzagão pertencente ao município de

Nobres, estado de Mato Grosso. Nesta segunda área de estudo foram identificadas as formações Guia,

formada essencialmente por calcários e a Nobres, composta por dolomitos com brechas areníticas no

topo.

Apesar de inúmeras similaridades encontradas entre as porções sul (Grupo Corumbá) e norte

(Grupo Araras) da Faixa Paraguai, tais como litologia, estruturas e ambiente de sedimentação,

ocorrências de rochas fosfatas não foram encontradas na área norte.

xvi

Abstract

Sedimentary phosphate deposits are important in the mineral exploration cenary on the world.

Most of the phospate used in agricultrure comes from sedimentary deposits. In general they show

expressive dimentions. Recent phosphorite finding are related to the Neoproterozoic period showing

that in terms of potential area for phosphate in that age, new findings are likely to occur. An important

target of this study is the carbonatic unit of the Paraguay belt. This belt represents a sequence of

sediments and meta sediments deformed and metamorphosed during the Brasilian / Pan African

tectonic event (~600Ma) that was developed during the end of the Neoproterozoic, in the southeastern

edge of the Amazonian Craton. In the Mato Grosso do Sul state it is represented by rocks of the Puga

formation and the units of the Jacadigo and Corumba groups, and in the Mato Grosso state, the

Paraguay belt is represented by the rocks of the Cuiaba group, Bauxi and Puga formations and the

Araras and Alto Paraguay group. During the execution of this work geological profiles were studied in

na área that show a phosphotitc rock from the Bocaina Formation, from the Corumbá Group, located

at the Ressaca farm, north of the Bonito city, shoutwestern of the Mato Grosso do Sul state. Five

sedimentary facies were described in this area: (i) Layered dolomitic mudstones facies, associated

with LLH stromatolites, (ii) Flakstones facies, (iii) Rudstones psoids facies, (iv) Dolomitic mudstone

with sílex intercalation fácies and (v) Microphosphorite facies, where noted typical structural

characteristic of a tidal flat environment with upwelling of deeper oceanic water. In order to correlate

the information between the Paraguay belt in the Mato Grosso do Sul and Mato Grosso states, and

looking for phosphate occurrence in northern portion of the belt, geological profiles were carried out

in the Araras group in the Serra Azul farm, located north of the Marzagão thowship, municipality of

Nobres, Mato Grosso state. In this second area of study were identified limestones of the Guia

formation and dolostones with sandsones breccias in the top of the Nobres formation. Despite many

similarities found between the southern portions (Corumba Group) and north (Group Araras) portions

of the Paraguay belt, such as lithology, structures and sedimentary environment, occurrences of

phosphatic rocks were not found in the north area of the belt.

.

Petrogênese/Recu rsos Minerais, Vol. 1, 67 p.

1

CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO

1.1-APRESENTAÇÃO DO TEMA

Atualmente depósitos de fosfato sedimentar têm despertado grande interesse por suas grandes

dimensões, e também pelo fato de produzirem a maior parte do fosfato usado no mundo como insumo

agrícola.

Um grande número de ocorrências de fosforito atribuído ao período compreendido entre o

Neoproterozóico e o Cambriano pode evidenciar que, este intervalo de tempo representa o maior

evento de fosfatogênese que teve lugar no planeta.

Muitas descobertas relativamente recentes revelam que, em termos de área potencial para

fosfato dessa idade, novas descobertas possam vir a ocorrer. Neste contexto existem áreas no Brasil

que poderão ser exploradas graças aos avanços do conhecimento geológico e das técnicas de pesquisa,

que nos últimos anos, têm permitido abrir novas perspectivas, facilitando a prospecção de depósitos de

fosfato associados a sedimentos marinhos, principalmente nos estados de Minas Gerais, Goiás e

Tocantins, nas rochas dos grupos Bambuí e Una, e em Mato Grosso do Sul, nas rochas do Grupo

Corumbá, onde já são conhecidas ocorrências importantes.

No Estado do Mato Grosso do Sul as primeiras notícias de fosfato no Grupo Corumbá datam

de 1976, através de levantamento geoquímico na Serra da Bodoquena, realizado pela DOCEGEO

(Justo 1999). Em abril de 1997 a CPRM, através do Programa de Insumos Minerais para Agricultura-

PIMA, iniciou trabalhos de prospecção neste estado, na região da Serra da Bodoquena, nos

metassedimentos do Grupo Corumbá, onde foram encontradas importantes ocorrências de fosforito

com teores acima de 30% de P2O5.

Em Outubro de 2000, como continuidade do PIMA, a CPRM publica o relatório do Projeto

“Fosfato da Serra da Bodoquena, Mato Grosso do Sul”, mostrando dados levantados na ocorrência da

Fazenda Ressaca, a maior camada de fosforito observada atualmente no Grupo Corumbá.

Mato Grosso tem ocupado um espaço de grande destaque no circuito internacional por ter se

tornado nos últimos anos, um dos maiores produtores mundiais de grãos. Apesar de ser detentor da

maior parte de áreas favoravelmente agricultáveis do país, Mato Grosso enfrenta problemas com o

solo destas regiões, em sua maior parte solos do cerrado, que apesar de possuírem características

físicas propicias para o plantio, necessitam de correção química para aumento da fertilidade. Como o

insumo necessário para correção de solo não é produzido no estado, tem-se a necessidade de trazê-lo

de outros pólos produtores, onerando assim seu custo.

Com a descoberta de depósitos de fosfato em Mato Grosso os custos com a produção agrícola

diminuiriam, uma vez que insumos minerais tão importantes para o desenvolvimento desta atividade

poderiam ser produzidos localmente, dispensando os custos com transporte.

Rosa A.S. 2008. Depósitos de Fosfato Sedimentar, Uma Análise Estratigráfica da Formação Bocaina, Fazenda Ressaca - MS versus Grupo Araras, Fazenda Serra Azul-MT.

Várias similaridades geológicas entre as unidades que compõe a Faixa Paraguai vêm sendo

observadas ao longo do tempo, por este motivo, estudos de correlação entre as porções norte e sul são

altamente justificáveis.

1.2-OBJETIVOS

Objetiva-se com este trabalho apresentar uma síntese sobre a formação de depósitos de fosfato

sedimentogênico no contexto geológico regional da Faixa Paraguai nos estados de Mato Grosso do Sul

e Mato Grosso e apresentar dados referentes a perfis realizados em unidades do Grupo Corumbá, na

Fazenda Ressaca em Mato Grosso do Sul e no Grupo Araras, na Fazenda Serra Azul, no estado do

Mato Grosso.

1.3-LOCALIZAÇÃO E ACESSOS

Duas áreas de estudo foram enfocadas neste trabalho, uma na porção sul da unidade

geotectônica conhecida como Faixa Paraguai, e a outra na porção norte da mesma. A primeira área

localiza-se na Fazenda Ressaca, a norte do município de Bonito e nas proximidades do município de

Bodoquena, extremo sudoeste do estado de Mato Grosso do Sul. Compreende um retângulo de

orientação preferencial norte-sul.

O acesso pode ser feito a partir da cidade turística de Bonito, pela rodovia estadual MS-178,

que parte da BR-267 e liga os municípios de Jardim e Bodoquena, sendo asfaltada somente no trecho

Jardim-Bonito (Figura 1.1).


3

Figura 1.1: Mapa de localização e acessos a área de estudo na porção sul da Faixa Paraguai (Fazenda Ressaca), modificado de Justo et al. 1999.

A segunda área de trabalho localiza-se na Fazenda Serra Azul, a Norte do Vilarejo de

Marzagão e mais precisamente no atual Distrito de Bom Jardim, ambos pertencentes à porção Centro

Oeste do município de Nobres, estado de Mato Grosso. Compreende um retângulo de orientação

preferencial leste-oeste (Figura 1.2).

O acesso se faz a partir da capital Cuiabá por via asfaltada, através da rodovia estadual MT

251, em direção a Usina Hidrelétrica de Manso. Em seguida o acesso é feito por via não pavimentada,

MT 351, até o Distrito de Marzagão, sendo que a partir deste ponto utilizou-se de diversas estradas

vicinais para cobrir a área de estudo.


Figura 1.2: Mapa de localização e acessos a área de estudo na porção norte da Faixa Paraguai (Fazenda Serra Azul), modificado do Mapa Político, Rodoviário e Estatístico de Mato Grosso, edição 2004.

1.4-MATERIAIS E MÉTODOS DE TRABALHO

O trabalho em questão foi executado em três etapas distintas, sempre integradas, compostas

por uma série de procedimentos rotineiros em trabalhos geológicos, sendo as mesmas sucintamente

descritas abaixo:

Levantamento prévio: Nesta etapa foi realizado um levantamento bibliográfico, onde se

procurou reunir trabalhos anteriores sobre a Faixa Paraguai, tanto de maneira regional quanto

especificamente sobre o entorno das áreas alvo. Para a área localizada no estado de Mato Grosso do

Sul utilizou-se do relatório do Projeto Programa de Avaliação Geológico-Econômica de Insumos

Minerais para Agricultura no Brasil-PIMA-GO/TO/MT/MS, executado pela CPRM-Companhia de

Pesquisa de Recursos Minerais, como referência para locação dos perfis. Já para a área localizada no

estado de Mato Grosso, utilizou-se das cartas topográficas SD-21-Z-B IV e SD-21-Z-A-VI (Caiana e

Praia Rica respectivamente), confeccionadas em convênio IBGE - SUDAM no ano de 1975 e

trabalhos de fotointerpretação utilizando fotos aéreas em escala 1:50.000 e imagem LANDSAT para

uso e ocupação do solo (Figura 1.3), aproveitados de uma pesquisa anteriormente realizada na área

(2004) onde de posse desses dados, gerou-se mapas base para melhor desenvolvimento dos trabalhos

em campo.

Levantamentos em campo: Esta fase do trabalho consistiu em duas etapas de campo, uma na

área sul (MS) e outra na área norte (MT), intercaladas com análise dos dados coletados. A primeira

etapa foi realizada na Fazenda Ressaca, nas proximidades do município de Bodoquena, com o objetivo


5

de melhor entender e caracterizar uma ocorrência de rocha fosfática na Faixa Paraguai, a fim de

determinar propriedades diagnósticas para prospectar este tipo de rocha na porção norte desta faixa. A

segunda etapa consistiu na realização de perfis nas proximidades do Vilarejo de Marzagão, na área e

entorno da Fazenda Serra Azul, com o objetivo de buscar semelhanças litoestratigráficas com a área da

Fazenda Ressaca e identificar prováveis ocorrências de rochas fosfatadas. Diversos perfis foram

realizados e referenciados com GPS (Globo Position System). Nestes pontos foram feitas descrições

de características como litologia e estruturas, além de relações de contato e dimensão da camada. Para

estudo mais apurado, foram coletadas amostras e efetuadas medidas de atitude utilizando-se de bússola

geológica Brunton.

Trabalhos de gabinete: Na fase final do trabalho, os dados foram integralizados, gerando

interpretações litológicas, sedimentares e estruturais das áreas onde os estudos foram realizados, sendo

apresentadas como uma proposta de colunas estratigráficas (Figuras 5.1 e 5.2) construídas com o

auxílio do software Corel Draw X3, da Corel Corporation e Corel Corporation Limited. Foram

confeccionadas seções delgadas a partir de amostras selecionadas no Laboratório de Laminação da

UFMT e descritas utilizando microscópio binocular de luz polarizada da marca Olympus® BX41 do

Laboratório de Microscopia da mesma instituição. Análises químicas foram realizadas no Laboratório

Agro Análises, localizado em Cuiabá-MT, apresentando resultados para P2O5-Total%; P2O5--Acido

Cítrico%; P2O5-CNA%; CA %; S %; Fe%; Mg % (Tabela 4.1).

Figura 1.3: Imagem LANDSAT da área norte (MT), banda para uso e ocupação do solo. Escala 1:100.000.


CAPÍTULO 2 DEPÓSITOS DE FOSFATO

Neste capitulo é feita uma abordagem sobre a generalidade dos Depósitos Fosfáticos, com

ênfase especial aos de origem sedimentar, além de uma apresentação teórica sobre o elemento fósforo

e seus principais aspectos conceituais.

Citam-se ainda exemplos de importantes depósitos fosfáticos como o Complexo Phosphoria, o

depósito da Faixa Costeira Pernanbuco-Paraíba e o depósito Rocinha.

2.1-O ELEMENTO FÓSFORO

O Fósforo é um elemento químico de símbolo P, número atômico 15 e massa atômica igual a

31 u. É um sólido na temperatura ambiente, sendo que seu nome deriva do grego phós, “luz”, e

phóros, “transportador”, em alusão a sua capacidade de brilhar no escuro (fosforescência). Sua

descoberta é atribuída ao alquimista e comerciante alemão Henning Brand, que obteve o elemento ao

destilar uma mistura de urina e areia na procura pela pedra filosofal, em 1669 na cidade de Hamburgo.

É um não-metal multivalente pertencente à série química do nitrogênio (grupo 15 ou 5 A) que se

encontra na natureza combinado, formando fosfatos inorgânicos, inclusive nos seres vivos. Não é

encontrado no estado nativo porque é muito reativo, oxidando-se espontaneamente em contato com o

oxigênio, emitindo luz.

Em 1771 J. G. Gahn e C. W. Scheele isolaram grandes quantidades de fósforo ao misturarem

cinza de osso, carbono e areia. Durante os 135 anos subseqüentes, a utilização do fósforo esteve

restrita apenas a fins medicinais. Somente em 1906 H. Harden e W. J. Young descobriram as

propriedades do fósforo como um elemento essencial na fermentação do açúcar, daí em diante passou

a ser conhecido. o papel central do fósforo (na forma de fosfato) nos processos de transferência de

energia na biosfera, como um nutriente essencial.

A utilização do fósforo como fertilizante foi inicialmente proposta em 1840 pelo químico

alemão J Liebig, mas foi J. Lawes que, baseado em fosfatos, desenvolveu o primeiro fertilizante em

1842, a partir da dissolução de fosforitos em H2SO4.

O Fósforo (na forma de fosfato) é um elemento primordial na natureza, pois, graças a sua alta

potencialidade para efetuar ligações químicas, este elemento é capaz de transferir energia entre os

diferentes tipos de níveis de vida na biosfera e as partes não vivas. Além de ser um nutriente essencial

nos processos reguladores da produtividade biológica.

2.2-FONTES DE FOSFORO E FOSFATOGENESE

O fósforo não se encontra livre na natureza em nenhuma de suas variedades, mas em

combinações constitui 0,12% da composição da crosta terrestre. As matérias-primas a partir das quais


7

se extrai o fósforo são fundamentalmente os fosfatos de metais alcalino-terrosos encontrados em

depósitos de rochas fosfatadas, sendo que a maioria pertence ao grupo da apatita, representado pela

fórmula Ca5 (F, Cl, OH) (PO4)3.

As principais fontes de fosfato primário estão relacionadas á atividade hidrotermal e a

alteração de basaltos submersos nas zonas adjacentes às dorsais meso-oceânicas. No entanto, este

fósforo primordial é em grande parte, assimilado por óxidos-hidróxidos de ferro gerados na própria

atividade hidrotermal e na alteração dos basaltos (Follmi 1996). A contribuição do vulcanismo

continental, especialmente no que diz respeito à geração de carbonatitos hospedeiros de apatita é

pobremente quantificado no que se refere ao ciclo exogênico do fósforo, mas pode ser importante em

uma escala local a regional.

Assim, a ação intempérica sobre rochas sedimentares e ígneas continentais é a grande

responsável pelo fornecimento de fosfato para as bacias oceânicas. Mantos intempéricos constituem

reservatórios temporários de fosfato, nos qual tornam-se biodisponíveis (Follmi 1996).

O fósforo é um elemento essencial por participar das moléculas de DNA e RNA responsáveis

pela transmissão das características genéticas, além de serem os compostos de fósforo os principais

manipuladores de energia nas células vivas. O fósforo é liberado dos reservatórios por erosão natural e

filtração, e através da mineração e do uso como adubo pelo homem. Parte do fósforo é aproveitada

pelas plantas na forma de fosfatos no solo, entrando, assim, na parte viva do ecossistema. Pode passar

através de vários níveis tróficos antes de retornar ao solo por decomposição. Grande parte do fosfato

carregado pela água ou escavado dos depósitos na rocha é eventualmente levado pelo mar. O homem e

suas atividades mineradoras aceleram este processo.

Uma vez no mar, pode ser utilizado em ecossistemas marinhos ou depositado em sedimentos

marinhos rasos ou profundos, sendo que 95 % do fosfato é associado a detritos, dos quais 40 % são

partícula orgânicas. Fosfatos orgânicos e inorgânicos dissolvidos representam uma pequena

quantidade (por volta de 10-25 µg/l). Um dos principais responsáveis pelo transporte de fosfatos

sólidos inorgânicos são óxidos-hidróxidos de ferro, que ocorrem principalmente na forma de

agregados coloidais. Transformações de partículas sólidas para fases dissolvidas e vice-versa: ocorrem

durante o transporte fluvial devido às mudanças de oxi-redução durante soterramento temporário, em

sítios de sedimentação aluvial, e conseqüente retrabalhamento.

Eventualmente, uma parcela de fosfatos é transferida para bacias oceânicas profundas na

forma de agregados de matéria orgânica e partículas inorgânicas. No entanto, uma representativa

parcela destes nutrientes, é remobilizada por correntes oceânicas profundas: intermediárias e

reintroduzidos na zona fótica por processos de ressurgência, onde serão reutilizados pelos

ecossistemas marinhos. Apenas uma pequena fração (cerca de 5 %) é removida dos oceanos a partir do

soterramento de sedimentos, seja ela na forma de fosfatos orgânicos ou de fosfatos inorgânicos,


adsorvidos na estrutura de óxidos-hidróxidos de ferro e manganês, ou incorporados a minerais

fosfáticos autigênicos.

A teoria dominante para explicar o aporte de fósforo nos taludes e nas áreas mais externas da

plataforma é a de atuação de correntes marinhas ascendentes (upwelling) originárias das porções mais

profundas, frias e ricas em fosfato dissolvido dos oceanos (Figura 2.1). Porém, existem várias

evidências, a nível global, de que esta teoria não é aplicável a todos os depósitos fosfáticos marinhos.

Figura 2.1 Esquema de deposição das fácies da Formação Bocaina (modificado de Boggiani 1990).

Para alguns destes depósitos, as principais fontes de fósforo foram provenientes dos

continentes tendo os rios como alimentadores. Para Stamatakis (2003) esta hipótese é suportada pela

(i) presença de horizontes fosfatizados que encaixam estes depósitos, (ii) pelo desenvolvimento de

depósitos fosfáticos associados a massas cratônicas e (iii) pela geração de fosfatos onde correntes de

ressurgência estão ausentes.

A influência antrópica e seu impacto sobre o ciclo do fósforo ainda são controversos, mas

dados experimentais mostram que o input de fósforo dos rios para os ambientes marinhos duplicaram

após a era industrial. A utilização de grandes quantidades de fertilizantes fosfáticos na agricultura é o

principal responsável por este excessivo aumento, o que em curto prazo pode conduzir a um

desequilíbrio ecológico, nos ambientes marinhos, e em longo prazo, produzir alterações no clima.

O termo fosfogênese refere-se aos processos fundamentais que conduzem a incorporação do

fósforo em moléculas de fosfato (P2O5). Para Hiatt e Budd (2001) os processos de formação de fosfato

(fosfogênese), no geral, envolvem a liberação do elemento fósforo através da quebra de matéria

orgânica pela atividade bacterial, e a subseqüente precipitação de carbonato fluorapatita como o

mineral francolita. A profundidade limite para ocorrer a reação de quebra da matéria orgânica pela

atividade microbial é a de 500 metros abaixo do assoalho marinho. Van der Zee et al. (2002) citam

também a possibilidade de formação de P2O5 a partir da redução de óxidos de ferro e a subseqüente

liberação do fósforo adsorvido a sua estrutura.

Condições óxidas a sub-oxidas podem ser pré-requisitos favoráveis, mas não são,

necessariamente, uma condição para fosfogênese. Pois, apesar do aumento da solubilidade dos

fosfatos e da alcalinidade, fosfogênese é ainda viável em sedimentos anóxicos, especialmente se

partículas fosfáticas pré-existentes ou matéria orgânica ricas em fosfato estão presentes.


9

Fosfatos podem então precipitar-se no assoalho oceânico, ou próximo, em sedimentos

lamosos, ricos em matéria orgânica. No entanto, acredita-se que para ocorrer a concentração destes

preciptados (peletes e grãos nodulares e na forma de oóides) em camadas de fosforitos um

subseqüente retrabalhamento deve ocorrer. Os peletes fosfáticos são principalmente detritos fecais de

organismos como peixes, vermes e crustáceos (Pecey, 1985 in Stamataki 2003).

Podem ser considerados depósitos de fosfato toda concentração dessa substância, cujas

reservas geológicas possuam interesse econômico nas condições atuais.

Basicamente existem dois tipos de depósitos de fosfato na natureza, os depósitos fosfáticos

primários e os secundários.

Os minérios de fosfatos originados de sedimentos marinhos estão localizados nos Estados

Unidos, sudeste do México, Marrocos, noroeste do Saara e Oriente Médio. Já os minérios de fosfatos

originários de depósitos ígneos estão presentes na África do Sul, Rússia, Finlândia e Brasil, entre

outras áreas.

2.3-DEPÓSITOS PRIMÁRIOS

Constituem os depósitos de Afiliação Magmática e depósitos de Origem Sedimentar.

Depósitos de Afiliação Magmática

Define-se os Depósitos de Fosfato de Afiliação Magmática, aqueles cuja mineralização é

representada por concentrações anômalas de apatita macrocristalina e está geneticamente ligada a

atividade de caráter magmatogênico. Estes depósitos têm manifestações variadas, em função do tipo

de atividade magmática, ou simplesmente ao tipo de rocha ao qual estão ligados (Amaral, 1997).

No Brasil, cerca de 80% das jazidas de fosfatados naturais são em geral, de origem ígnea com

presença acentuada de rocha carbonatítica e minerais micáceos com baixo teor de P2O5, enquanto que

em termos mundiais esse percentual está em torno de 17%. Depósitos de origem ígnea, oriundos de

rochas alcalinas (carbonatitos), ocorrem nas regiões de Catalão em Goiás, Araxá e Patrocínio em

Minas Gerais, Jacupiranga em São Paulo, Anitápolis em Santa Catarina, Planalto da Serra em Mato

Grosso, entre outros.

De modo geral estes depósitos apresentam-se como pequenas intrusões de formas ovaladas,

fenetizando a rocha encaixante (Figura 2.2).


Figura 2.2: Forma de ocorrência de complexos carbonatíticos. Mapa do Complexo alcanino-carbonatitico de Araxá-MG de da Silva 1986 (Fonte: Biondi 2003).

Depósitos de Origem Sedimentar

Assim são denominados aqueles depósitos cuja formação se acha diretamente ligada ao tipo de

ambiência paleogeográfica envolvida, influenciada, de alguma forma, por correntes marinhas, taxa de

sedimentação e processos químicos, biológicos e até mesmo climáticos (Amaral, 1997).

Atualmente rochas fosfáticas têm sido interpretadas como originadas em ambientes costeiros

sujeitos a correntes marinhas ascendentes (upwelling), com base em modelo inicialmente proposto por

Kazakov (1937). Através destas correntes marinhas, águas profundas e frias, ricas em fosfato

dissolvido, atingem zonas costeiras rasas (Figura 2.1) onde a formação dessas rochas ocorre através de

complexos processos sedimentares e diagenéticos, associados à intensa atividade biológica, propiciada

pelo aporte de nutrientes (Boggiani, 1998).

Em regiões mais profundas dos oceanos, superiores a 200m, onde a água é muito fria, e onde

existe o desenvolvimento intenso de assembléias biológicas, carapaças carbonáticas e fosfáticas de

organismos planctônicos afundam após a sua morte. Esta água, mais fria e ácida é mais propicia a

dissolução de CO2 e apatita [Ca2(PO4)3F], levando ao enriquecimento em fosfato e gás carbônico.

Correntes ascendentes conduzem esta água talude acima, até o topo da plataforma continental,

onde é aquecida. Com o aumento da temperatura e diminuição da pressão ocorre a desgaseificação,


11

liberando o CO2 pela reação 2H++CO3=› CO2+H2O. Esta reação consome ainda o H+, provocando um

aumento do pH do ambiente, tornando a água mais alcalina, onde a apatita, menos solúvel neste tipo

de ambiente se precipita, formando camadas de microfosforitas (Biondi, 2003).

Se esse processo se mantiver ativo por longo período de tempo, camadas espessas e contínuas

de sedimentos fosfáticos serão produzidas.

Ambientes modernos comparáveis são encontrados na costa do Peru e Chile (Burnett, 1977) e

da Namíbia (Slansky, 1980). Estas regiões são caracterizadas pela ascensão de águas frias, ricas em

nutrientes, provindas de regiões oceânicas profundas, onde o teor de fosfato atinge valores cinco vezes

superiores ao das águas oceânicas superficiais. Constituem áreas de intensa proliferação de vida,

especialmente fitoplâncton, onde a matéria orgânica possibilita a concentração de fosfato (Cook,

1976).

Estes depósitos de origem sedimentar são quase que exclusivamente marinhos, são ainda, os

mais importantes em número, volume de minério e participação na produção mundial. Seus teores são

freqüentemente superiores a 20 ou 30% de P2O5. O minério que lhes é peculiar corresponde a um

composto químico constituído de fosfato de cálcio, fluoreto de cálcio e carbonato de cálcio, do tipo

genérico: nCa3(PO4)2 mCaF2 KCaCO3, o que se denomina de fosforita (Smirnov, 1976). Geralmente

ele se apresenta com textura peletal ou nodular, mas pode eventualmente ocorrer com textura siltico-

argilosa (Cook, 1976).

As rochas encaixantes desses depósitos, bem como a matriz não fosfática e eventuais

intercalações delgadas do minério, são de natureza litológica e petrográfica variadas (Cook, 1976).

-Depósitos de Metafosforito

Conforme o próprio nome indica, denomina-se metafosforito, um fosforito que tenha sido

metamorfizado. Evidentemente sua tipologia vai variar em função da intensidade do processo

metamórfico a qual foi submetido. De acordo com Nash (1984), na maioria dos casos o fósforo parece

ser relativamente imóvel durante o metamorfismo, e o seu conteúdo nas rochas metamórficas reflete a

abundância nas rochas originais.

2.4-DEPÓSITOS DE FOSFATO DE ORIGEM SECUNDÁRIA

Também conhecidos como depósitos residuais, são aqueles formados por derivação de

depósitos ou fontes primárias de material fosfático. Dividem-se em dois tipos, os residuais zoógenos e

os residuais meteóricos (Amaral, 1997), sendo que os primeiros resultam de acumulações de

excrementos de aves e animais de hábitos cavernícolas, e os meteóricos são aqueles cuja concentração

de minério resulta da atuação de agentes de metereorização.


2.5-IMPORTANTES DEPÓSITOS DE FOSTATO

COMPLEXO FOSFÓRIA (PHOSPHORIA COMPLEX)

O Complexo Fosfória (Phosphoria Complex) trata-se de uma sucessão de diversas litologias,

fosforitos, siltito: cherts, carbonatos e evaporitos, depositadas na margem ocidental da América do

Norte durante o Permiano. Esses depósitos contêm o equivalente a 5-6 vezes o volume total de fósforo

presente nos oceanos atuais cerca 6,4 x 1016 gP/ano (Hiatt & Budd, 2001) ou, segundo Follmi, (1996),

seis mil anos de influxo de fosfato reativo se considerarmos as taxas atuais que são de 5,7 x 1012

gP/ano.

Este complexo depositou-se em uma bacia do tipo forelanl, em ambiente de mar raso, em uma

paleolatitude de cerca de 20° N. Esse mar foi parcialmente separado do Oceano Pantalassa por um

sistema de arco de ilhas. Esteve conectado a norte por um paleoalto, pelas antigas rochosas ao sul e

por bacias evaporíticas ao leste. Os depósitos deste Complexo estendem-se por milhares de

quilômetros ao longo dos estados do Wyoming, ldaho oriental, sudoeste de Montana e norte de Utah.

O CF é composto por três seqüências limitadas por discordâncias, sendo que fosfatos, na

forma de francolitas, ocorrem através das três seqüências, mais os fosforitos estão concentrados nos

membros Meade Peak e Retort da Formação Fosfória e nas duas seqüências superiores. Essas unidades

ricas em fosforitos têm sido interpretadas como picos de ressurgência costal no Mar Fosfória. O

membro Meade Peak representa uma cunha de sedimentos, espessada mar adentro, com depocentro

situado no sudeste do estado de Idaho. Para leste, o membro Meade Peak interdigita-se com folhelhos

verdes e carbonatos, que gradam para red beds e, eventualmente, evaporitos no Wyoming central.

Fosfatos nessa unidade ocorrem em fosforitos suportados pelo grão, siltitos dolomíticos,

carbonatos e arenitos. Tipos de grão fosfáticos incluem peloides, oóides, bioclastos e intraclastos.

Valores de ô 18O em amostras fosfáticas do CF variam de 20,2 a 13,7 (± 0,5) ‰ SMOW, com

os menores valores nos depósitos de águas mais rasas e os valores mais altos para os depósitos de água

profunda, bacia adentro. Desta forma mostrando que as variações no trend de ô 180 não estão

relacionadas a diagênese e sim as diferenças de paleotemperatura da água do mar entre as áreas

próximas aos continentes, mais quentes, e áreas mais distais da bacia, mais frias. Paleotemperaturas

para o Mar Fosfória assumem valores entre l4-42 °C (± 3,5 °C) com principais temperaturas, sobre a

paleoplataforma, situadas entre 34-37°C. (Lima, 2005).

DEPÓSITO PERNAMBUCO PARAÍBA

Importantes depósitos de fosfato sedimentogênico localizam-se nas zonas costeiras

setentrional e meridional dos estados de Pernambuco e Paraíba respectivamente, na Bacia Sedimentar

que leva o nome destes estados.


13

A Bacia Sedimentar Pernambuco-Paraíba situa-se na região costeira destes estados e na

margem leste do Rio Grande do Norte. De idade cretácica-paleocênica, cuja evolução tectono-

geológica está diretamente relacionada à formação do Atlântico-Sul, possui uma área total de cerca de

30.000 km2, dos quais cerca de 8.000 km2 estão situados na parte emersa.

Os limites da bacia de Pernambuco-Paraíba são o Lineamento Pernambuco ao sul, que a

separa da bacia de Sergipe-Alagoas, o Alto de Touros ao norte, separando-a da bacia Potiguar, e o

sistema de falhas de borda, a oeste, que a separa do embasamento formado por rochas metamórficas da

Província Borborema.

O embasamento cristalino desta bacia é constituído essencialmente por metamorfitos com

idade entre 500 e 600Ma, cujos tipos litológIcos mais comuns são xistos, gnaisses, calcários

cristalinos, quartzitos, anfibolitos e granitos. Em seguida, a estratigrafia desta bacia é representada

pelo Grupo Paraíba, onde se distingui uma porção inferior (Seqüência Clástica Basal) dividida em

duas fácies que se interdigitam; uma continental representada por arenitos, folhelhos e argilas

(Formação Beberibe) e uma outra marinha, constituída por arenitos carbonáticos (Formação

Itamaracá); e outra seqüência superior, (Seqüência Carbonática Superior) constituída de duas

formações eminentemente carbonáticas; a Formação Gramame, indicativa de uma fácies transgressiva,

e a Formação Maria Farinha, de caráter regressivo.

A mineralização fosfática é pertencente à Formação Beberibe, que apresenta biomicritos

argilosos com intercalações de margas e argilas cinzentas. Subdivide-se em três fácies: supra-

mesolitoral, fosfática e calcária (Beurlen, 1967). Atinge 5m dos quais mais de 2/3 são ocupados pela

fácies Calcaria, sendo datada no Maestrichtiano, com base no conteúdo fossilífero.

Representa a instalação definitiva do regime transgressivo, sendo o ambiente deposicional

desta unidade marinho de águas quentes, calmo e relativamente pouco profundo.

A Fácies Fosfática é representada por um horizonte de fosforito, mais ou menos contínuo, cuja

espessura varia de alguns centímetros a um máximo de 4m. Litologicamente é constituída por um

sedimento fosfático argilo-arenoso, pouco carbonático ou destituído de carbonatos, de cor creme e

friável, normalmente com teores em P2O5 <10% e sobrejacentes aos arenitos friáveis continentais da

Formação Beberibe.

Petrograficamente, o fosforito é constituído de uma fase detrítica, onde o cimento é argiloso,

raramente fosfático (Kegel, 1955) e uma fase química ou bioquímica, constituída principalmente de

elementos fosfáticos como moldes internos de microfósseis, grãos, nódulos, pseudo-oó1itos e pellets

(Tinoco, 1971).

Menor et at. (1977) sugerem que a fosfatogênese se efetuou sobre uma plataforma estreita,

rasa, com mergulho suave, onde predominavam águas quentes, agitadas, com profundidades inferiores

a 50m, que mantinham uma comunicação franca com o oceano.


A principal importância econômica registrada na Bacia Pernambuco-Paraíba diz respeito ao

fosfato e ao calcário, que foram explorados até quase sua exaustão econômica desde o início da década

de 1980. A área do depósito compreende os municípios de Olinda, Paulista, Abreu e Lima e Igarassú.

O horizonte de fosforito é capeado por sedimentos com espessuras diversas, raramente

atingindo a casa dos 50m. Ele ocorre sob duas condições litofaciológicas: fosforito friável e fosforito

com forte diagênese, das quais só o primeiro tipo apresenta interesse econômico, não só por uma

maior potência, como pelo seu índice mais elevado de anidrido fosfórico.

Na base da Formação Barreiras, encontra-se uma zona resultante do retrabalhamento da zona

fosfática original, pela lixiviação e dissolução da fase carbonática in situ ou acumulação mecânica

desta, resultando em um sedimento detrítico com cimento argiloso algo fosfático.

Os condicionamentos geológicos enquadram-se no modelo clássico de sedimentação fosfática

relacionada a correntes oceânicas ascendentes, ricas em nutrientes.

DEPÓSITO ROCINHA

O deposito da Rocinha, localizado na porção ocidental do estado de Minas Gerais, é

considerado por alguns, o mais importante deposito de fosfato brasileiro. Descoberto em 1970, este

depósito possui reservas estimadas em 415 milhões de toneladas, para teores que variam de 10 a 15%

de P2O5.

Segundo Da Rocha Araújo et al. (1992), quatro litofácies podem ser reconhecidas na região da

mina Rocinha: (1) fácies ardósia; (2) fácies de transição; (3) fácies xisto fosfáticos e; (4) fácies

glauconita xisto. Fosfatos podem ser observados nas três últimas fácies, entretanto, apenas as fácies 2

e 3 apresentam teores significativos.

A fácies ardósia possui cerca de 100 metros de espessura. Sua parte superior é formada por

xistos carbonáticos com poucas intercalações de mármores dolomíticos. A parte inferior é

caracterizada pela alternância de ritmitos xistosos e metassiltitos feldspáticos.

A fácies de transição possui de 25 a 30 metros de espessura, exibindo características

intermediárias entre a ardósia e os xistos fosfáticos. É composta de xistos acinzentados com finas

camadas de metadolomitos fosfáticos que alternam laminações claras e escuras. Abundância de

argilominerais e pirita microscristalina são uma das características desta fácies.

A fácies de xistos fosfáticos tem 50 metros de espessura. Consiste na alternância de camadas

amarelo-acinzentadas, milimétricas a centimétricas, localmente piríticas, xistos quartzos e xistos

fosfáticos homogêneos (12 a 21 % de P2O5), cinza a negros. Os argilominerais que acompanham a

apatita são ismectitas, clorita ismectitas e ilitas.

A fácies glauconítica é livre de carbonatos e é caracterizada por xistos amarelo-amarronzados

mostrando raras camadas milimétricas de apatita e glauconita. A glauconita aparece como grãos livres.

O conteúdo de P2O5 é de cerca de um por cento.


15

O minério extraído é argiloso e, relativamente enriquecido em hidróxidos de ferro.

Comercialmente é utilizado diretamente na produção de cana-de-açúcar, a partir de concentrados

obtidos por flotação, ou tratado com ácido sulfúrico, para a produção de fertilizantes (Da Rocha

Araújo et al. 1992).

A relação entre as fácies sedimentares deste depósito indicam uma transição lateral, ao longo

da borda externa de uma plataforma, passando de deposição terrígena em um ambiente restrito, para

condições dominantes de mar aberto (Da Rocha Araújo et al. 1992).


CAPÍTULO 3 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

O contexto geológico regional no qual a área de estudo está inserida é domínio tectônico da

Faixa Paraguai (Figuras 3.1 e 3.2).

Figura 3.1: Mapa geológico reg ional da Faixa Paraguai. Modificado de Alvarenga (1993).

A Faixa Paraguai representa uma seqüência de sedimentos e meta sedimentos deformados e

metamorfisados durante o evento tectônico Brasiliano (~600Ma), a deformação e o grau de


17

metamorfismo sofrem variações em direção ao Cráton Amazônico, tendo sido desenvolvida no final

do Neoproterozóico, na borda sudeste do mesmo. Esta faixa constitui uma unidade geotectônica de

destaque na região central do continente sul-americano, estendendo-se no Brasil pelos estados de Mato

Grosso e Mato Grosso do Sul, e por países como Bolívia e Paraguai, bordejando pelo lado oriental, o

Cráton Amazônico e o Bloco Rio Apa (Boggiani e Alvarenga 2004).

Pode ser dividida em três domínios estruturais individualizados e separados por falhas inversas

subverticais (Almeida 1984 e Alvarenga & Trompette 1993) (I) Zona Estrutural Interna, intensamente

dobrada e metamorfizada na fácies xisto verde, com intrusões graníticas; (II) Zona Estrutural Externa,

dobrada com pouco ou nenhum metamorfismo; e (III) Coberturas sedimentares de plataforma, em

parte contemporâneas, e estruturalmente onduladas, falhadas mas não metamorfizadas.

A Faixa Paraguai encontra-se em parte, encoberta por depósitos sedimentares fanerozóicos das

bacias do Paraná, Parecis e Pantanal.

A primeira proposta de uma divisão estratigráfica para as rochas da Faixa Paraguai foi

elaborada por Evans (1894), que caracterizou as Ardósias (filitos) Cuiabá, Calcários Araras e Arenitos

Raizama. Diversos trabalhos posteriores foram realizados, porém em âmbito local, em partes da

cobertura cratônica e em partes da faixa, como Almeida 1945, 1954, Maciel 1959, Oliveira 1964 e

Vieira 1965. Almeida (1964, 1965, 1968) propôs as primeiras idéias concernentes à estratigrafia e à

evolução orogenética de todas as rochas da Faixa Paraguai, estabelecendo novas unidades (Formação

Puga, Grupo Jangada, Formação Bauxi e Formação Diamantino). Trabalhos de mapeamento geológico

sistemático executados pelo DNPM e pela CPRM (Figueiredo & Olivatti 1974, Ribeiro Filho &

Figueiredo 1974, Ribeiro Filho et al. 1975, Nogueira & Oliveira 1978, Corrêa et al. 1979, Luz el al.

1978, 1980), geraram um importante arquivo de dados geológicos regionais.

Recentes sínteses da estratigrafia e tectônica, englobando toda a faixa foram propostas por

Almeida (1984) e Alvarenga (1990). Alvarenga & Saes (1992) e Alvarenga & Trompette (1993)

sugeriram uma subdivisão informal para a faixa em quatro unidades: Unidade Inferior, Unidade Média

Turbiditica Glaciogenética, Unidade Média Carbonatada e Unidade Superior (Fig. 3.2). Uma nova

unidade glacial é identificada sobreposta aos carbonatos do Grupo Araras (Figueiredo et al. 2004,

Rosa 2005, Alvarenga et al.2007).


Figura 3.2: Coluna estratigráfica esquemática da Faixa Paraguai no estado de Mato Grosso, modificado de Alvarenga (1988).

3.1-UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS QUE COMPÕEM A FAIXA PARAGUAI NO ESTADO DE MATO GROSSO DO SUL

Quanto à Faixa Paraguai no estado de Mato Grosso do Sul, com base em marcantes diferenças

entre estilos tectônicos e tipos faciológicos (Boggiani et al. 1993) distinguem-se duas zonas paralelas

de direção N-S, denominadas por Almeida (1984) de Brasilides metamórficas e Brasilides não-

metamórfica, individualizadas no Estado de Mato Grosso (Alvarenga 1988) como zona interna e zona

externa, respectivamente.

Segundo Boggiani (1990), a zona externa é estruturalmente caracterizada por camadas

horizontais a pouco deformadas com dobras abertas e flexurais. Na Serra da Bodoquena limita-se a

oeste por discordância erosiva com gnaisses e xistos do Complexo Metamórfico Alto Tererê e a leste

por contatos tectônicos com unidades da zona interna, que se apresentam mais intensamente

deformadas com dobras isoclinais e falhas inversas.

Alvarenga & Saes (1992) utilizando a subdivisão para Faixa Paraguai em quatro fácies de

Alvarenga (1988 e 1990) caracterizam a unidade inferior, que aflora nas proximidades de Corumbá,

como formada pelo Grupo Jacadigo e pela Formação Puga, a unidade carbonatada formada pelas

rochas reagrupadas no Grupo Corumbá (Formações Bocaina e Tamengo). Além da zona externa da

faixa, esta unidade está exposta na zona de cobertura cratônica, não sendo observada na região de

Corumbá.


19

GRUPO CUIABÁ

O Grupo Cuiabá ocupa parte significativa da folha Corumbá tendo suas melhores exposições

ao longo das rodovias BR - 262 (Aquidauana/Miranda), MS - 738 (Aquidauana/Bonito) e MS - 339

(Miranda/Morraria).

Na porção oeste, os litotipos do Grupo Cuiabá foram colocados sobre os do Grupo Corumbá,

através de contato por falhas contracionais. Na parte leste o contato é discordante com os sedimentos

das formações Furnas e Aquidauana, sendo recobertos a norte pelos sedimentos da Formação Pantanal

(Godoi et al. 1999).

Predominam no Grupo Cuiabá quartzo micaxistos, seguidos de filitos com intercalações de

mármores, quartzitos, metaconglomerados e metabasitos. No trecho Miranda-Aquidauana ocorrem as

seqüências de micaxistos, quartzitos e intercalações de mármores formando um conjunto dobrado em

anticlinais e sinclinais apertadas com direções entre N30°-70°W, com mergulhos entre 20° e 30° para

o quadrante nordeste, que configuram a estruturação geral da unidade, estruturação e litologias essas

também observadas no perfil Bonito-Aquidauana.

Por outro lado, a seção Miranda-Bodoquena-Morraria, inicia-se com o domínio dos micaxistos

que gradam a filitos cinza-acetinados e filitos com intercalações de mármores e, finalmente mármores

microcristalinos, cinza escuros, consideravelmente espessos, em cujo sítio, os registros tectônicos

estão representados por amplos sinclinais e anticlinais lançados tectonicamente sobre o Grupo

Corumbá a oeste (Godoi et al. 1999). Os mármores são, sobretudo calcíticos, de composição química

adequada às especificações da indústria cimenteira, razão pela qual foi instalada uma mina, atualmente

em exploração (Grupo Camargo Corrêa), em Bodoquena-MS.

Segundo Godoi et al. (1999) as ínfimas deformações e o insignificante metamorfismo do

Grupo Corumbá permitem admitir que seus litotipos desenvolveram-se posteriormente, e em tendo o

Grupo Corumbá idade neoproterozóica, datada por meio de fósseis, de no mínimo 700Ma, pode-se

posicionar o Grupo Cuiabá no Mesoproterozóico, sendo encontrada continuidade ao norte da Estrutura

Paraguai.

FORMAÇÃO PUGA

A Formação Puga (Maciel 1959), foi definida no morro do Puga, situado à margem direita do

rio Paraguai nas proximidades de Porto Esperança, no município de Corumbá-MS, a partir da

constatação de ocorrência de tilitos com espessura de 100m, subjacentes aos dolomitos da Formação

Bocaina.

É formada da base para o topo por arenitos que transicionam de arcoseanos a orto-quartzíticos,

ambos mal classificados, quase sempre alterados, de cor amarelada, contendo, por vezes, intercalações

centimétricas a métricas de arenitos de cor cinza, e granulação fina em matriz silto-argilosa. Acima


dessa seqüência, em geral, assentam-se paraconglomerados cinza, contendo predominantemente

clastos de quartzo, gnaisses e carbonatos, em matriz argilo-silto-arenosa.

Em consonância com a interpretação geral dada ao Grupo Corumbá pelo seu conteúdo

fossilífero (Zaine, 1991), admite-se que os sedimentos Puga tenham se depositado no Proterozóico

Superior.

GRUPO CORUMBÁ

O termo “Corumbá Limestone” deve-se a Evans (1894), cabendo a Corrêa et al. (1976) a

discriminação do arranjo estratigráfico mais utilizado, o qual consiste na subdivisão destes litotipos em

quatro formações, da base para o topo: Puga, Cerradinho, Bocaina e Tamengo.

Destacam-se outros trabalhos como Lisboa (1909) que englobou os calcários da região de

Corumbá e os que ocorrem na serra da Bodoquena em uma mesma unidade que denominou “Série

Bodoquena". Dorr II (1945) mudou o termo Série para Formação Corumbá. Almeida (1945)

conservou a designação “Série Bodoquena” e dividiu este conjunto de rochas em dois grupos:

Bocaina, inferior, constituído principalmente por dolomitos, e Tamengo, superior, formado por

calcários calcíticos, folhelhos, siltitos e arenitos. Maciel (1959) propôs a denominação Formação

Puga, para os tilitos descritos na base do morro homônimo, sotopostos a margas e dolomitos,

considerando-os de origem glacial, e formando a base da “Série Corumbá”.

Almeida (1965) reconsidera o nome Corumbá para a “Série Bodoquena" e adota a

denominação de Grupo, subdividindo-o em quatro formações, sendo elas da base para o topo:

Cerradinho, Bocaina, Tamengo e Guaicurus. Reconheceu ainda a existência da Formação Puga, sem,

todavia, incluí-la no Grupo Corumbá.

Olivatti (1976) sugeriu a unificação dos grupos Corumbá e Alto Paraguai, sendo o nome

Corumbá mantido por ser mais antigo, e relacionou da base para o topo, às formações: Puga,

Cerradinho, Bocaina, Araras, Raizama e Diamantino. Del'Arco et al. (1982), concluíram que, apesar

das semelhanças das seqüências de ambos, os grupos Alto Paraguai e Corumbá deviam ser

considerados separadamente. Descreveram então, Grupo Corumbá como formado por quatro unidades

individualizadas da base para o topo: Puga, Cerradinho, Bocaina e Tamengo.

Zaine (1991) colige importantes dados pertinentes ao contexto temporal e paleoambiental dos

grupos Corumbá e Jacadigo, os quais representaram importante contribuição ao melhor entendimento

da geologia regional.

Das propostas de subdivisão estratigráfica do Grupo Corumbá, a de Boggiani (1998), baseada

em Almeida (1965) será a utilizada neste trabalho por ser considerada a mais adequada. Esta subdivide

o Grupo Corumbá em cinco Formações Cadiueus, Cerradinho, Bocaina Tamengo e Guaicurus.

.


21

Formação Cadiueus

Foi originalmente definida por Almeida (1965) como um conjunto de sedimentos

conglomeráticos e arcoseanos sobreposto ao embasamento gnáissico-granitico, com exposições

restritas a borda oeste do Planalto da Bodoquena, ao norte de Morraria e seção tipo nas escarpas a

nordeste do posto indígena Alves de Barros.

Almeida (1965) estimou a espessura desta formação em pelo menos 300m, e demonstrou a

existência de dois grandes ciclos de sedimentação conglomerática. O primeiro inicia-se com

conglomerados polimíticos, com clastos angulosos de granito, gnaisse, biotita-xisto, quartizito,

anfibolito e outras rochas do embasamento aflorantes na redondeza. O tamanho dos clastos é variado,

em geral imersos em uma matriz arenosa arcoseana grossa, micácea.

Para o topo os conglomerados transicionam para camadas mais espessas de arenitos e passam

para folhelhos roxos.

Três fácies foram identificadas por Boggiani (1998), a de conglomerados polimíticos, a de

arcóseos grossos e a de folhelhos roxos (Tabela 3.1).

Tabela 3.1: Síntese das fácies da Formação Cadiueus, retirada de Boggiani (1998).

Fácies Descrição Estruturas sedimentares

Ambiente de deposição

folhelhos roxos folhelhos de cor roxa com micas

detríticas nos planos de

acamamento

laminada lacustre oxidante

arcóseos grossos grãos angulosos de quartzo e feldspato

maciça leques aluviais (fan-deltas)

ortoconglomerado polimítico

sustentação por clastos de litologias

diversas

maciça e gradação inversa

leques aluviais (fan-deltas)

O contexto observado de variação lateral e vertical das fácies na Formação Cadiueus permite

associá-la a depósitos de leques aluviais (Boggiani 1998). A presença destes tipos de deposito é

apontada como evidência direta da ocorrência de intensa atividade de falhas numa bacia sedimentar

(McPherson et al. 1987). Com o avanço do corpo aquoso, teria acontecido o afogamento dos leques e

formação de fan-deltas, cujos depósitos sub-aquosos encontram-se representados nas fácies da

Formação Cerradinho (Boggiani, 1998).


Formação Cerradinho

Almeida (1965) caracterizou essa formação como constituída de arenitos, siltitos, argilitos,

calcários, dolomitos e camadas de silexitos, podendo apresentar arcóseos e até conglomerados. Ao

contrário da Formação Cadiueus, sotoposta, predominantemente terrígena, a Formação Cerradinho

apresenta grainstones com laminações cruzadas.

As fácies da Formação Cerradinho ocorrem em área geográfica relativamente maior que as da

Formação Cadiueus, ocorrendo expostas ao longo da rodovia Bonito-Fazenda Baía das Garças, a oeste

da sede da Fazenda Serradinho, e na estrada que liga a Vila Gaúcha á região de Três Morros.

Esta unidade é constituída pela fácies de arcóseos finos a médios e de folhelhos

transicionando, para o topo, para as fácies de grainstones com laminações cruzadas, com variação

lateral das fácies (Tabela 3.2).

Segundo Boggiani (1998), a análise conjunta das fácies da Formação Cerradinho, permite

interpretá-las como depósitos de fan-deltas no conceito revisado de McPherson et al. (1987).

Nos fan-deltas do Grupo Corumbá, os leques aluviais são representados pelas fácies da

Formação Cadiueus, com depósitos constituídos por sedimentos resultantes de fluxos gravitacionais na

base e suspensão no topo, enquanto que as fácies subaquosas, incluindo as de planície de maré,

constituem a Formação Cerradinho.

Tabela 3.2: Síntese das fácies da Formação Cerradinho, ret irada de Boggiani, (1998).

Fácies Descrição Estruturas sedimentares

Ambiente de deposição

grainstones com laminação cruzada

clastos de carbonato tamanho areia e grãos de quartzo esparsos

laminações cruzadas e laminações tipo espinha de peixe

planície de maré

folhelhos pacotes métricos laminação plano paralela

água profunda (abaixo do nível de

base de ondas normais)

arenitos com laminas de argilito

espesso pacote de alternância de

arenitos e argilitos

heterolíticas e laminações cruzadas

planície de maré

arcóseos finos a médios

granulometria areia fina a média, grãos

angulosos, coloração avermelhada

maciça a raras estratificações

cruzadas

litorâneo, retrabalhamento distal dos leques

aluviais

Posterior a sedimentação das Formações Cadiueus e Cerradinho prosseguiu intenso processo

de peneplanização, provavelmente em condições semi-áridas, originando extensa superfície aplainada

em rochas do embasamento, sobre a qual teria se dado a sedimentação predominantemente dolomítica

da Formação Bocaina.


23

Formação Bocaina

A Formação Bocaina, com espessuras de 30 a 80 m, é caracterizada por Boggiani (1998) como

sendo composta por dolomitos com gradativa predominância de silexitos no topo, além de rochas

fosfáticas e abundantes estruturas estromatoliticas.

O contato inferior dos dolomitos da Formação Bocaina é erosivo e estes ocorrem depositados

diretamente sobre o embasamento gnáissico-granitico. Apresentam-se também posicionados

diretamente sobre os diamictitos da Formação Puga, através de contato erosivo, como observado no

Anticlinal Anhumas, na estrada que liga Bonito a Gruta do Lago Azul. O contato com a Formação

Cerradinho não é descrito (Boggiani 1998).

A Formação Bocaina é marcada pela variação lateral de fácies, dispostas por grandes

extensões (Tabela 3.3).

Tabela 3.3: Síntese das fácies da Formação Bocaina, retirada de Boggiani, (1998).

Fácies

Descrição

Estruturas Sedimentares

Ambiente de Deposição

Psoid rudstones Ooids > 2 mm, córtex concêntrico

Costeiro (baixios oolíticos)

Rochas fosfáticas

Microfosforitos maciços,

estromatólitos e laminações algáceas

fosfatizados

Maciça e estromatoliticas

costeiro sujeito a upwellings

Dolomitos estromatolíticos

laminações algáceas, estromatólitos

bulbosos e colunares

maciça, laminada e estromatolítica

inframaré

Mudstones alternados com silexitos

camadas centimétricas de

mudstones dolomíticos

alternadas com camadas de silexito

incolor

Estratificação plano-paralela

inframaré

Flakestones

brecha carbonática com clastos na forma

de placas

placas imbricadas tepees

intra e supramaré

Mudstones dolomíticos

estratificados

estratificação plano-paralela (1-2 cm de

espessura)

Estratificação plano-paralela

inframaré

Estromatólitos LLH

espesso pacote basal de estromatólitos com

laminação ligada lateralmente (LLH) formando pseudo-

colunas


Formação Tamengo

Esta formação é caracterizada por calcários calcíticos carbonosos de marcante cor preta, por

vezes dolomíticos, com teores de MgO inferiores a 5%. São freqüentes as intercalações de folhelhos

carbonosos, alternados em sucessões rítmicas (Fig. 3.3). Em sua base estão posicionados quartzo

arenitos e expressiva brecha sedimentar com clastos de litologia diversificada (calcário, dolomito,

silexito, fosforito). Em níveis médios e superiores, esta unidade apresenta abundantes ocorrências de

fósseis metazoários (Boggiani, 1998).

As exposições da Formação Tamengo e os espessos pacotes de filitos e ardósias da Formação

Guaicurus, exposto na porção oriental do planalto da Bodoquena, no domínio da Faixa de dobramento,

foram mapeados como Grupo Cuiabá por Correia et al. (1976, 1979), Nogueira e Oliveira (1978) e

Araújo et al. (1982). Utilizando o critério de semelhanças litológicas, e a descoberta da ocorrência de

Cloudinas em metacalcários, considerados nos referidos mapeamentos como Grupo Cuiabá, Boggiani

(1998) interpreta que esses metassedimentos dobrados e deformados constituem extensão lateral do

Grupo Corumbá, retomando a definição original de Almeida (1965), o que implica estender os limites

com o Grupo Cuiabá para leste do comumente apresentado.

Figura 3.3: Foto mostrando calcário com intercalações de pelitos da Formação Tamengo.

A Formação Tamengo exibe variação faciológica lateral, entre as exposições sobre o cráton e

as deformadas na Faixa de dobramentos (Tab.3.4). Sobre o Cráton Amazônico há maior diversidade

de fácies e predomínio das fácies de ooids grainstones e de ritmitos (mudstones/folhelhos carbonosos),

onde se concentram os fósseis de Couldina e Corumbella. Para leste, ocorrem apenas as fácies de

ritmitos e as de mudstones. Na transição entre o cráton e a faixa, predominam a fácies de oóids

grainstones (Boggiani, 1998).


25

Tabela3.4: Tabela mostrando a distribuição das fácies da Formação Tamengo sobre o Cráton Amazônico e Faixa Paraguai.

Cobertura Cratônica

Fácies de rudstones com Cloudina

Fácies de oncoid rudstones

Fácies de ooid grainstones

Fácies de ritmitos

(mudstones/ritmitos)

Fácies de margas carbonosas

Fácies de mudstones calcíticos pretos

Fácies de rudstones com clastos arredondados

Fácies de brechas intraformacionais

Fácies de quartzo arenitos

Transição

Fácies de ooid grainstones

Faixa Paraguai

Fácies de mudstones calcíticos pretos

Fácies de ritmitos

(mudstones/ritmitos)

A brecha intraformacional da base da Formação Tamengo representa acentuado rebaixamento

do nível do mar que teria propiciado a formação da plataforma com quebra de talude, onde a brecha

teria se depositado. Subseqüente elevação do nível do mar teria propiciado deposição de espessos

pacotes de ritmitos fossiliferos, com intercalações de camadas de fosforitos. Estes ritmitos teriam se

depositado em condições pelágicas e periplataformais, em ambiente francamente oceânico (Boggiani

1998).

Assim, segundo Boggiani (1998), os ambientes de sedimentação da Formação Tamengo

teriam se desenvolvido num contexto de declive (talude) com passagem brusca de ambientes de águas

rasas, situados a oeste, para águas profundas, oceânicas, a leste. Apesar da relação da Formação

Tamengo com a unidade subjacente não ser facilmente visualizada, é de se esperar variação lateral

entre as mesmas.

No caso da sedimentação da Formação Tamengo, não se sabe ao certo se os organismos

contribuíram para a sedimentação pelágica autóctone da mesma forma que ocorre na sedimentação

pelágica da moderna, constituída de vasas de foraminíferos e de radiolários e por pelotinhas fecais.

A dolomitização ocorreu preferencialmente na fácies de oóids grainstones, através de

processos de substituição epigenética (Boggiani, 1998).


Formação Guaicurus

A Formação Guaicurus, originalmente descrita por Almeida (1965), é constituída por espesso

pacote de folhelhos posicionados do topo do Grupo Corumbá (Fig. 3.4). Suas exposições ocorrem à

leste do Planalto da Bodoquena, onde o relevo aplainado e a cobertura detritica dificultam a análise

estratigráfica.

Figura 3.4: Foto de afloramento da Formação Guaicurus (estrada Bodoquena-Bonito).

Boggiani (1998) destaca a ocorrência de apenas uma fácies sedimentar, constituída por

folhelhos. Apesar de ser a única litologia identificada, esta unidade é diferenciada entre as demais que

constituem o Grupo Corumbá, pela sua espessura de centena de metros.

Esse espesso pacote pelítico que recobre os calcários (Fig. 3.5) indica que não existiam mais

as condições necessárias para a formação de rochas carbonáticas. Tal mudança pode ser explicada pela

ocorrência de maior aporte terrígeno na bacia.


27

Figura 3.5: Foto mostrando contato entre os calcários da Formação Tamengo (abaixo da linha pontilhada) e os pelitos da Formação Guaicurus afloramento na estrada Bodoquena-Bonito.

GRUPO JACADIGO

São de longa data as primeiras citações sobre este grupo como a feita por Fonseca (1880) In:

Godoi et al. (2001), que observou depósitos constituídos por óxidos de ferro e manganês capeando

rochas ígneas em Urucum, próximo à cidade de Corumbá. O mesmo foi denominado de Série Jacadigo

por Lisboa (1909). Almeida (1945) subdividiu a série em dois grupos: Urucum inferior, a qual

denominou de “Brécia do Urucum” e a superior, de “Arenito Conglomerático Ferruginoso", que mais

tarde, foram reconhecidos como formações, pelo mesmo autor, sendo renomeadas de Formações

Urucum e Santa Cruz.

Oliveira & Moura (1944) reconheceram a Formação Urucum como basal e propuseram a

denominação de Formação Raizama para a unidade superior. Barbosa (1949), Barbosa e Oliveira

(1978) e Corrêa et al. (1976), que consideraram o Jacadigo sotoposto aos sedimentos clasto-

carbonatados do Grupo Corumbá, mantiveram as denominações de formações Urucum e Santa Cruz e

adotaram o termo Grupo Jacadigo.

O Grupo Jacadigo é constituído por uma seqüência sedimentar clástica, na base, e clasto-

química, com intercalações de camadas de minério de ferro e manganês, no topo (Figura 3.6).


Figura 3.6: Perfil esquemático do Grupo Jacadigo, modificado de Godoi (2001).

Formação Urucum

Esta formação tem a sua seção-tipo na morraria do Urucum, a sul da cidade de Corumbá,

apresentando-se aflorante em todo o maciço. Possui contato tectônico com o Complexo Rio Apa, com

as rochas do Grupo Amoguijá e com a Suíte Intrusiva Alumiador, além de contato por discordância

erosiva com a Suíte Vulcânica Ácida Serra da Bocaina (Godoi et al. 2001).

É constituída predominantemente por uma seqüência de sedimentos terrígenos clásticos

imaturos com variação granulométrica de fina a muito grossa, passando por microconglomerados até

conglomerados propriamente ditos (Fig. 3.6). Os litótipos predominantes são arenitos finos

silicificados, por vezes friáveis e quase sempre ferruginosos. Nos níveis mais argilosos, as

deformações resultantes do tectonismo produzem rochas semelhantes a filitos.


29

A fácies conglomerática contém matriz areno-argilosa envolvendo seixos pouco trabalhados

de quartzo e de rochas vulcânicas e/ou intrusivas da Supersuíte Amoguijá e do Complexo Rio Apa.

Feldspatos detríticos conferem caráter arcoseano aos sedimentos (Fig. 3.6). O acamamento não é

percebido (Godoi et al. 2001).

Paraconglomerados foram identificados na base desta formação, em áreas restritas as quais

foram interpretadas por Barbosa & Oliveira (1978), como tilito, sendo correlacionadas à Formação

Puga, do Grupo Corumbá. As estruturas sedimentares mais notáveis são as estratificações gradacional

e cruzada.

Corrêa et al. (1976) propuseram ambiente de caráter misto, em bacia plataformal marginal,

tectonicamente instável, outros autores consideram preponderante o ambiente continental para a sua

deposição. Assim Godoi et al. 2001 interpretam o ambiente de deposição da Formação Urucum como

continental, com esporádicas e tênues transgressões marinhas, de âmbito restrito. Os níveis de arcóseo

com granocrescência indicam progradação, provavelmente resultante de tectonismo na área-fonte.

Formação Santa Cruz

Essa formação foi definida por Almeida (1945) na morraria do Urucum. É responsável pelas

elevações que formam o maciço do Urucum, em função direta da alta resistência de seus litotipos aos

processos erosivos. Sua espessura nessa morraria chega a 420m (Almeida 1945), e na morraria Mutum

(Bolívia) atinge cerca de 230m.

Apresenta contato gradacional com a Formação Urucum que lhe é sotoposta e localmente é

recoberta por sedimentos quaternários. Os litotipos que a compõem são sedimentos clásticos

vermelhos que se sobrepõem aos arcóseos conglomeráticos do topo da Formação Urucum. A

seqüência começa com arenitos arcoseanos de granulação fina a média, em camadas centimétricas,

bem estratificadas, exibindo níveis de cimento jaspilítico ou hematítico alternados, e apresentando

localmente, estratificações cruzada e plano-paralela. Seguem-se em sentido ao topo e com freqüência

cada vez maior, intercalações de camadas de jaspilito hematítico e hematita, até a ocorrência da

primeira camada de óxido de manganês da morraria do Urucum. Ocorrem, subordinadamente,

camadas lenticulares de arcóseo ferruginoso, siltito, arenito quartzoso, arenito conglomerático,

jaspilito e jaspilito conglomerático (Fig. 3.6).

Destaca-se a chamada “Camada nº1”, descrita por Dorr II (1945) no morro Urucum, que

possui notável continuidade, aparecendo nas morrarias São Domingos, Santa Cruz, na parte sul da

morraria do Rabichão e nas morrarias Tromba dos Macacos e Jacadigo. Sua espessura varia de 20cm a

6m. Na morraria Santa Cruz, em área pertencente à Mineração Corumbaense S.A., por exemplo, foram

observadas quatro camadas.

Esta formação possui uma singularidade, clastos caídos (dropstones) de origem glacial

(Barbosa & Oliveira 1978) ocorrem preferencialmente associados às camadas de manganês. Walde et


al. (1980) mencionam a existência de matacões de três metros de diâmetro, caoticamente dispersos na

seqüência ferrífera. Os clastos caídos variam de grânulos a matacões, com graus de arredondamento

muito variáveis. São de litologias variadas, com predominância de granitóides. Os diversos

pesquisadores que estudam a Formação Santa Cruz têm-se preocupado com o ambiente de

sedimentação dos seus litotipos, questão que representa um dos pontos cruciais para se entender o

paleoambiente de deposição da bacia. Não há, até o presente, uma opinião consensual sobre a gênese

dos depósitos de ferro e manganês, nem dos sedimentos detríticos que lhes intercalam. Algumas

evidências, entretanto, parecem claras, tais como: sedimentação química para o Fe e Mn, em ambiente

calmo, e subsidência lenta e gradativa da bacia Jacadigo, durante a deposição em ambiente com

marcantes diferenciações climáticas (Godoi et al. 2001). Uma das propostas mais aceita é a de Walde

et al. (1980), que sugerem um ambiente epicontinental, com influências glaciais periódicas, quando da

deposição dos sedimentos da Formação Santa Cruz.

As rochas que compõem a Faixa Paraguai acham-se em parte encobertas por sedimentos

fanerozóicos dos Grupos Paraná e São Bento além de Coberturas Cenozóicas (Figura 3.1).

3.2-UNIDADES ESTRATIGRAFICAS QUE COMPÕEM A FAIXA PARAGUAI NO ESTADO DE MATO GROSSO

GRUPO CUIABÁ

Os trabalhos científicos sobre o Grupo Cuiabá foram iniciados pelo Conde Francis de

Castelnau em 1850 (In Barros et al 1982) e posteriormente por Evans (1894), seguidos por Almeida

(1948, 1954, 1964, 1965a, 1974, 1984, 1985); Vieira (1965); Figueiredo et al. (1974); Ribeiro Filho et

al. (1975); Olivatti (1976); Nogueira et al. (1978). Luz et al. (1980) reconheceram a existência de oito

subunidades, englobando inclusive, aquelas definidas por Almeida (1964) e Guimarães & Almeida

(1972), todas mapeáveis na escala de 1:50.000. Barros et al. (1982) conservaram o Grupo Cuiabá

como uma unidade litoestratigráfica não divisível, apesar de admitir a existência de algumas das

unidades litoestratigráficas mapeadas por Luz et al. (1980), além de Alvarenga (1985 e 1988) e

Alvarenga & Trompette (1992), que propõem que o Grupo Cuiabá seja enquadrado em uma Unidade

Inferior, caracterizado pela grande quantidade de filitos grafitosos associados a filitos, quartzitos e

dolomitos, e Unidade Média turbidítica glaciogenética, entre outros trabalhos.

O Grupo Cuiabá possui uma espessura superior a 4.000m (Almeida, 1965), sendo que os seus

metamorfitos ocupam a quase totalidade da Depressão Cuiabana, estando limitado na extremidade

oeste pelas rochas da Província Serrana e a leste pela borda da Bacia do Paraná e de norte para o sul

abrange as folhas SD-21-Y-D, SD-21-ZC, SD-21-Z-A e SD-21-Z-B (Barros et al. 1982). Constitui a

associação litológica mais antiga da Faixa Paraguai, de idade proterozóica (Almeida, 1967), com seção

basal ainda não conhecida e com marcantes contatos com rochas mais novas em toda borda leste da

Província Serrana. É atribuído a um contexto de bacia de mar profundo num ambiente tectonicamente


31

ativo (Almeida 1964, Luz et al. 1980, Barros et al. 1982) e sob influência glacial (Alvarenga 1988 e

1990, Alvarenga & Trompette 1992 e Alvarenga & Saes 1992).

O Grupo Cuiabá caracteriza-se pela grande quantidade de filitos, quartzitos e dolomitos, com

cor geralmente vermelha e amarela, variando a cinza-esverdeado quando menos alterados. São

dominantemente paraconglomerados e filitos conglomeráticos, com intercalações subordinadas de

metaparaconglomerados, metarcóseos grossos, médios e finos, metassiltitos e filitos. Os calcários

apresentam coloração cinza-escuro, ponteados às vezes de manchas brancas, a granulação varia de

afanítica a fanerítica média (Luz et al. 1978).

Luz et al. (1980) trabalhando em escala de semi-detalhe no Projeto Coxipó, deram um grande

passo na evolução do conhecimento geológico do Grupo Cuiabá. Em duas fases distintas, separaram

com base em critérios litoestratigráficos, o grupo em oito subunidades, correspondendo a:

Subunidade 1– constitui a porção mais basal, composta de filitos sericíticos (mais

amplamente distribuídos), filitos e metarenitos. Tais rochas apresentam-se intensamente dobradas,

fraturadas e foliadas. Seu contato de topo é gradacional para a subunidade 2.

Subunidade 2– é constituída de metarenitos arcoseanos, metarcóseos em espessos bancos,

metarenitos calcíferos, filitos grafitosos e mármores calcíticos. Apresenta contato gradacional para a

subunidade 3, além de contatos tectônicos por falhas normais, inversas e de empurrão.

Subunidade 3– apresenta a maior diversidade litológica: filitos, filitos conglomeráticos,

metaconglomerado, quartzitos, metarenitos, metarcóseos, metacalcários, filitos calcíferos e filitos

hematíticos, sendo que as rochas desta subunidade apresentam-se meso e microdobradas. Contato

gradacional e tectônico no topo com a subunidade 4.

Subunidade 4– é constituída de metaconglomerados petromíticos com raras intercalações de

filitos e metarenitos. Veios de quartzo ausentes. Contato de topo e de base gradacionais e não

raramente de natureza tectônica.

Subunidade 5– é constituída por filitos e filitos sericíticos, metarcósios, quartizitos e meta-

microconglomerados. Apresenta contatos transicionais e tectônicos com as subunidades 3, 4 e 7.

Subunidade 6– composta de filitos conglomeráticos, metarenitos, quartzitos e mármores

calcíticos impuros. Encontra-se num elevado estágio de arrasamento. Seu contato com a subunidade 7

é transicional.

Subunidade 7– constitui-se quase que completamente por metaparaconglomerados, existindo

raras intercalações de filitos e metarenitos. Faz contato transicional com a subunidade 8 no Distrito de

Guia.

Subunidade 8– na denominada Sinclinal da Guia é composta essencialmente de mármores

calcíticos e dolomitos, margas e filitos sericíticos. Seu contato com a unidade inferior é transicional.

Neste grupo ocorreram no mínimo dois eventos deformacionais, o primeiro representado por

uma foliação S1 configurada por uma clivagem ardosiana. Esta foliação S1 freqüentemente paralela ou


subparalela ao acamamento original da rocha (S0) foi posteriormente dobrada, desenvolvendo uma

nova foliação axial (S2) às vezes do tipo clivagem de crenulação, bem observadas nas rochas mais

pelíticas (Barros et al.1982).

FORMAÇÃO BAUXI

De idade Neoproterozóica, a Formação Bauxi é representada por sedimentos

penecontemporâneos ao Grupo Cuiabá.

Os primeiros trabalhos sobre a Formação Bauxi foram feitos por Vieira (1965), que a

denominou como sendo uma seqüência de quartzitos de granulação média a muita fina com

estratificação em leitos decimétricos. Esta seqüência foi encontrada na vila chamada Bauxi, origem de

sua denominação.

Almeida (1965) reconheceu a Formação Bauxi, caracterizando sua parte inferior como

depósito de drifts, passando a predominar mais para o topo arenitos mais ou menos feldspáticos, muito

bem estratificados, às vezes com estratificação de ambiente aquoso, e seixos isolados. Englobou esta

unidade litoestratigráfica no Grupo Jangada, por ele proposto, com as formações Acorizal, Engenho,

Bauxi e Marzagão, considerando que o mesmo está posicionado sobre o Grupo Cuiabá, concluindo

que esta formação representa um extenso depósito periglacial, com variadas fácies: fluvioglacial,

glaciolacustre e talvez glaciomarinho em sua parte inferior.

Posteriormente, Figueiredo et al (1974) subdividiram esta formação em membro inferior,

constituído por metassiltitos, com intercalação de metarcóseos e metagrauvaca; e superior, constituído

por metarenitos ortoquartzíticos, com níveis conglomeráticos e concluiu ainda, que esta formação

poderia constituir o topo do Grupo Cuiabá, o que lhe confere um ambiente marinho de plataforma,

nerítico a costeiro, podendo inclusive sugerir uma regressão marinha.

Ribeiro Filho et al. (1975) reconheceram a existência do membro Inferior da Formação Bauxi

na Serra do Tombador, observando a existência de uma discordância angular entre as rochas deste

membro, que se apresentavam pouco dobradas e sem foliação metamórfica, e os metassedimentos do

Grupo Cuiabá, com uma foliação subvertical bem desenvolvida e com dobras mais fechadas.

Alvarenga & Saes (1992) descrevem que a Formação Bauxi pertence à Unidade Média,

Turbidítica Glaciogenética (Figura 3.2).

Litologicamente é definida por diamictitos com clastos variados, intercalados por camadas de

siltitos, quartzitos e conglomerados, depositadas sob influência glacial, posteriormente deformadas

com fraturamentos intensos, que tornam suas rochas quebradiças, além de dobras amplas e abertas.

Sem evidências de discordância, a passagem é lateral.

Coelho & Santos (2004), em trabalhos de mapeamento geológico na escala 1:50.000,

identificaram a Formação Bauxi na região do Marzagão, sendo composta por pacotes de argilitos

siltosos, lamitos e siltitos


33

FORMAÇÃO PUGA

Abrangendo toda a Faixa Paraguai acha-se a Formação Puga, estratigraficamente em contato

superior com a Formação Araras (Alvarenga, 1988).

As primeiras referências a cerca da Formação Puga estão contidas no trabalho de Evans

(1894), que observou afloramentos de rochas conglomeráticas, englobando-as no que denominou de

“Cuyabá Slates”. Essa formação foi definida por Maciel (1959) para denominar os tilitos que afloram

no Morro do Puga (nas proximidades de Corumbá-MS).

Na Província Serrana a denominação Puga foi inicialmente utilizada por Oliveira (1964) e

seguida por Vieira (1965), sendo consagrada na literatura geológica com os trabalhos de Ribeiro Filho

e Figueiredo (1974), Figueiredo et al. (1974), Ribeiro Filho et al. (1975) e Luz et al. (1978), para

denominar os paraconglomerados cinza esverdeados e roxos com seixos, blocos e matacões de outras

rochas em matriz com variação argilo-arenosa.

A partir de Barros et al. (1982) e Del ‘Arco et al. (1982), passou-se a utilizar a denominação

Moenda em substituição a Formação Puga, devido a grande distância que separa a seção-tipo no

Morro do Puga e a Província Serrana, argumento também utilizado por Almeida (1965) para

denominá-la de Formação Marzagão. Segundo Barros et al. (1982) essa formação é facilmente

identificada em quase toda área da Província Serrana.

Alvarenga & Saes (1992) descrevem a Formação Puga como pertencente à Unidade Média,

Turbidítica Glaciogenética, (Fig 3.2) com base na sua característica de sedimentação proximal,

intermediária e distal.

Litologicamente é marcada pela presença de paraconglomerados petromíticos com matriz

grauvaqueana argilo-arenosa a grossa com clastos distribuídos caoticamente pela matriz, sendo estes

de vários tamanhos, podendo atingir até matacões, de composições variadas (quartzo, sílex, feldspatos,

calcários, granitos e rochas básicas).

As rochas desta formação foram depositadas a partir de grandes geleiras, sendo posteriormente

deformadas (Ribeiro Filho et al. 1975, Barros et al. 1982).

Nas proximidades da área de estudo esta unidade compõe-se de litoarenitos de cor vermelha

arroxeada com matriz argilosa a areno-siltosa e diamictitos de cor vermelha constituídos por clastos de

quartzito, gnaisses, granitos, arenitos, rochas carbonáticas e básicas, angulares e subarredondados,

dispersos em uma matriz argilo-arenosa (Coelho & Santos 2004).

Além das Formações Bauxi e Puga, as rochas carbonáticas e detríticas dos Grupos Araras e

Alto Paraguai também integram a Zona Externa dessa faixa dobrada.

GRUPO ARARAS

Exposto na porção norte e nordeste da Faixa Paraguai, na Serra das Araras, abrangendo

também o Cráton Amazônico em Cáceres e a Sinclinal da Guia a noroeste de Cuiabá, está o Grupo


Araras. Este foi submetido a dobramentos de grande amplitude, durante o Ciclo Brasiliano, sendo

submetido a metamorfismo dinâmico de baixo grau gerando a fácies xisto verde apenas em planos de

falhas e deslizamentos intraestratal.

Constituí-se por uma extensa plataforma carbonática subdividida em uma Unidade Inferior

Carbonatada Calcífera, e Unidade Superior Carbonatada Dolomítica, composta por inúmeras fácies:

maciça, oolítica, oncolítica, psolítica, concreções magnesíferas, calcários betuminosos, estromatolitos,

margas, brechas intraformacionais. (Boggiani et al. 1998).

Almeida (1964a) engloba os carbonatos em Grupo, sugerindo a possibilidade de estas rochas

serem subdivididas em uma formação inferior, com predomínio de calcários calcíticos, e outra

superior, dolomítica. Tal divisão foi efetuada por Hennies (1966), denominando as de Formação Guia

e Formação Nobres respectivamente, incluindo as rochas da sinclinal da Guia.

Os carbonatos Araras foram englobados na categoria de formação por Figueiredo et al. (1974)

e Barros et al. (1982) e inseridos no Grupo Alto Paraguai depois de constatada passagem gradativa

para os arenitos da Formação Raizama.

Alvarenga (1988) subdividiu as unidades basais, criando assim uma unidade carbonatada

média, formada por calcários e dolomitos da então Formação Araras na Província Serrana, e calcários

e dolomitos com pelitos laminados subordinados, da Fácies Guia, na área metamórfica do grupo

Cuiabá.

A sedimentação do Grupo Araras é basicamente química, ocorrendo na porção pericratônica, e

nas partes distais, sedimentos pelíticos químicos da Fácies Guia.

Boggiani (1998) correlaciona às formações Araras e Fácies Guia, e define a Formação Araras

como não correlata ao Grupo Corumbá.

Nogueira (2003) traz novamente a proposta de Grupo Araras, subdividindo-o em quatro

formações que se seguem da base para o topo: i) Formação Mirassol do Oeste, constituída por

dolomitos microcristalinos e microbialitos dolomíticos; ii) Formação Guia, que consiste de calcários

microcristalinos, folhelhos e brechas subordinadas, algumas vezes betuminosos; iii) Formação Serra

do Quilombo, constituída por dolomitos, dolarenitos e brechas; e iv) Formação Nobres, encerrando

com dolomitos, arenitos e pelitos com níveis de sílex, sendo recobertos pelas rochas siliciclásticas da

Formação Raizama, do Grupo Alto Paraguai. Correlacionou estratigraficamente estas litologias com as

do Grupo Corumbá.

GRUPO ALTO PARAGUAI

As primeiras informações sobre o Grupo Alto Paraguai foram feitas por Almeida (1964) que

denominou um conjunto de serras paralelas da Província Serrana e reconheceu na mesma, uma

seqüência de rochas de idade pré-siluriana com mais de 3.000m de espessura, a qual, por suas

características litológicas distintas, foi separada em três formações, da base para o topo: Raizama,

Sepotuba e Diamantino.


35

Novamente Almeida (1965) abordou o Grupo Alto Paraguai, ratificando na sua constituição às

formações Raizama, Sepotuba e Diamantino, a presença de uma discordância erosiva entre a

seqüência carbonatada da Formação Araras e os sedimentos detríticos arenosos da Formação Raizama.

Almeida (1968) caracterizou o Grupo Alto Paraguai como um estágio estrutural superior do

miogeossinclíneo Paraguai–Araguaia, representado por uma sedimentação psamítica e pelítica, em

maior parte vermelha, com caráter molassóide, continental em sua parte superior.

Figueiredo et al. (1974) propuseram a redefinição do Grupo Alto Paraguai de Almeida (1964)

passando a constituir-se, da base para o topo, das seguintes formações: Puga, Araras, Raizama e

Diamantino baseados no fato de que estas formações mostram deposição continua, assim, estes autores

adotaram a conservação do conjunto de rochas da Província Serrana com a denominação de Grupo

Alto Paraguai.

Olivatti (1976), Oliva (1979) e Montavão & Bezerra (1980) colocam o Grupo Alto Paraguai e

o Grupo Corumbá como uma mesma unidade. Em 1982, Del´Arco et al. colocam como duas entidades

distintas.

Rosa et al. (2005) e Figueiredo et al. (2005) propõem uma nova configuração para o Grupo

Alto Paraguai, retirando a então Formação Araras e incluindo a recentemente descoberta Formação

Serra Azul.

Formação Serra Azul

Através de mapeamento geológico sistemático no ano de 2004 foi identificada uma nova

unidade, a Formação Serra Azul. A seção tipo desta formação localiza-se na Fazenda Sete Estrelas, em

um corte de estrada de acesso para a Fazenda Eneida, subida da Serra Azul. Aflora com camadas de

direção aproximada NE, mergulhando com ângulo médio para NW. Essa unidade apresenta uma

espessura de 250 a 300 metros, onde o contato inferior, com os carbonatos do Grupo Araras é do tipo

erosivo, e superior, com a Formação Raizama, é do tipo gradacional.

Duas fácies distintas compõem a Formação Serra Azul, a base é composta por um pacote de

70 metros de diamictito maciço, com clastos esparsos de tamanhos variados dispersos em uma matriz

de composição argilosa a argilo-siltosa, de cor marrom avermelhada, sendo rochas carbonáticas,

cristalinas, chert e arenito os clastos mais comumente encontrados, em geral distribuídos na superfície

(Rosa, 2005).

Quanto a composição dos clastos, os menores, cerca de 3 a 5cm, em geral são de rochas menos

resistentes como arenitos finos a médios e siltitos. Os clastos de maior tamanho são em geral, de

rochas cristalinas, que são mais resistentes, como granitos, gnaisse e rocha básica e de quartzitos,

medem de 8cm até matacões de 30cm. Os de rochas carbonáticas variam desde fragmentos medindo

cerca de 3cm até seixos de 6 a 8cm, sendo de calcários e dolomitos (Figura 3.7 a), alguns apresentam


silicificação parcial ou total, sendo encontrados ainda, fragmentos com estruturas estromatolíticas. São

observados ainda clastos de chert e arenito ferruginoso (Rosa, 2005).

A forma dos clastos é variada, vai desde um arredondamento bom a muito bom, com

esfericidade alta, a angulosos, com baixa esfericidade, sendo encontrados ocasionalmente seixos

facetados e estriados.

A seção mais de topo, através de um contato gradacional, (Figura 3.7 b e c), possui espessura

de 220 metros. É composta por um pacote de sedimentos pelíticos, variando de silte a argila, sempre

intercalados por porções de areia fina.

À medida que se caminha para o topo da camada, observa-se um aumento na granulação da

rocha, passando gradualmente para silte com intercalações de areia fina, essas intercalações tornam-se

cada vez mais freqüentes em direção a unidade sobreposta, sugerindo uma granocrescência ascendente

e um contato tipo concordante, não sendo ainda caracterizado devido a depósitos de talus da formação

suprajacente.

A caracterização desta unidade foi realizada através de diversas etapas de campo, durante a

realização de trabalho de conclusão de curso no ano de 2004, incluindo uma excursão do projeto IGCP

478, com especialistas em depósitos glaciais de diferentes países.

Esse pacote glacial foi correlacionado a glaciação de Gaskiers de idade aproximada de 580

Ma., comum na maioria das Faixas de sedimentação do final do Neoproterozóico em todo mundo.


37

Figura 3.7: Fotos da Formação Serra Azul, A: Clasto de dolomito presente na camada de diamictito basal. B: Camada de siltito de cor amarela. C: Contato entre a camada de silt ito e a camada arg ilosa de topo.

Formação Raizama

As primeiras referências às rochas desta unidade litoestratigráfica foram, reportadas pelo

Conde Francis Castelnau em 1850, (In: Almeida 1964) durante sua visita a Serra do Tombador. Em

seguida tais rochas foram descritas por Evans (1894), que as denominou de Raizama Sandstone.

Posteriormente Almeida (1964), em contribuição à geologia da Província Serrana, reconheceu nela o

pacote de arenitos posicionado imediatamente acima dos calcários Araras, o qual constituía, portanto,

a base do Grupo Alto Paraguai.

A partir de década de 70, ocorreu uma grande contribuição aos conhecimentos acerca desta

unidade, a partir dos trabalhos de autores como Guimarães & Almeida (1972), Corrêa & Couto (1972),

Figueiredo et al. (1974) e Luz et al. (1978), os quais acrescentaram novos conhecimentos à unidade

litoestratigráfica e estenderam sua área de ocorrência, mas basicamente concordando com os trabalhos

mais antigos de maior relevância, como os de Almeida (1964) e Vieira (1965). Posteriormente

Alvarenga & Saes (1992) propuseram uma nova compartimentação estratigráfica onde a Formação

Raizama é posicionada na Unidade Superior da Faixa Paraguai.

A Formação Raizama é litologicamente composta por arenitos ortoquartzíticos

conglomeráticos, intercalados com camadas de arenitos arcoseanos finos a grossos, onde é possível


identificar estratificações cruzadas e marcas de onda e intercalações de siltitos e folhelhos. De idade

cambriana, sendo observado contato do tipo gradacional na parte inferior, na Serra Azul e contato do

tipo discordante na porção superior, nas serras Azul, Dourada e do Tombador. Podem também nesta

formação, serem observados os dobramentos que ocorreram durante o evento do Ciclo Brasiliano.

(Ribeiro Filho et al. 1975).

Mapeamentos geológicos realizados na escala 1:50.000 na região de Marzagão revelam essa

unidade ser composta por espessos pacotes de arenito arcoseano estratificado (Figura 3.8) e

conglomerados (Coelho & Santos 2004 e Figueiredo & Ganzer 2004).

Figura 3.8: Foto mostrando estratificação cruzada em arenito da Formação Raizama.

Formação Diamantino

A primeira citação para os arcóseos de Diamantino coube ao conde Francis de Castelnau

(1850 In Almeida 1964). Posteriormente, Cícero de Campos (1909 In Leme 1911) foi o primeiro

geólogo a observar que o Grês de Diamantino constituía a formação imediatamente superior aos xistos

do rio Tarumã e, portanto completamente diferente dos greses dos Parecis.

Por meio de Almeida (1964) foi possível distinguir muito bem a existência das duas unidades

litoestratigráficas com contatos gradacionais entre folhelhos da Formação Sepotuba e os arcóseos da

Formação Diamantino, limitando a área de ocorrência desta última nas bordas do Planalto dos Parecis,

entre as vizinhanças da cidade de Diamantino (Morro Vermelho) e até Arenápolis. Vieira (1965) não

reconheceu a mapeabilidade destas duas unidades litoestratigráficas propostas por Almeida (1964) no

caso, Sepotuba e Diamantino, optando assim pela existência de uma única formação, qual seja,

Diamantino.

Hennies (1966) estendeu a Formação Diamantino mais para leste, nos domínios já conhecidos

no trabalho de Almeida (1964). Os autores Corrêa & Couto (1972) também reconheceram a Formação


39

Diamantino, entre Diamantino e Arenápolis, limitando-a a norte pelos basaltos Tapirapuã e a sul pelos

folhelhos da então Formação Sepotuba.

A partir de Figueiredo et al. (1974), os trabalhos que se sucederam, de Ribeiro Filho et al

(1975), Olivatti & Ribeiro Filho (1976) e Olivatti et al (1976) mantiveram a conceituação de

Formação Diamantino.

Nos trabalhos executados por Barros et al (1982), verificou-se a validade da conceituação de

Almeida (1964) para aquelas unidades litoestratigráficas, assim como do prolongamento de sua

continuidade física para leste do Estado de Mato Grosso, relatado por Hennies (1966).

Composta basicamente pela intercalação de arcóseos finos, siltitos e folhelhos, finamente

estratificados, calcíferos intercalados por bancos de arcósios, mostrando estratificações cruzadas de

pequeno porte e marcas de ondas (Alvarenga, 1984), sendo possível identificar os esforços nos quais

as rochas desta formação foram submetidas durante o Ciclo Brasiliano. Os contatos são gradacionais

na parte inferior e na faixa superior por discordância erosiva angular com o Grupo Paraná (Alvarenga,

1984).

Na região de Marzagão essa unidade está representada por litoarenitos argilosos (Figura 3.9)

(Coelho e Santos 2004).

Figura 3.9: Foto mostrando marcas de onda nos litoarenitos da Formação Diamant ino.


CAPÍTULO 4 CONTEXTO GEOLÓGICO DAS ÁREAS PESQUISADAS

4.1-FAZENDA RESSACA-FORMAÇÃO BOCAINA

Boggiani (1988) caracterizou a Formação Bocaina como sendo composta por dolomitos com

gradativa predominância de silexitos no topo, além de rochas fosfáticas e abundantes estruturas

estromatolíticas.

Boggiani (1998) descreve ainda o contato inferior como erosivo, depositado diretamente sobre

o embasamento gnáissico-granitico, não observando o contato superior como a Formação Serradinho.

Uma das características marcantes da Formação Bocaina é a grande variação lateral de fácies,

por vezes em relativas pequenas distâncias, como na área da pesquisa, o que dificulta a correlação

entre estas.

No perfil descrito na Fazenda Ressaca foram identificadas e individualizadas cinco fácies

sedimentares, associando sua descrição a trabalhos anteriormente realizados na Formação Bocaina:

FÁCIES DE MUDSTONES DOLOMÍTICOS ESTRATIFICADOS, ASSOCIADOS À ESTROMATÓLITOS LLH.

Fácies composta por mudstones dolomíticos com estratificação plano paralela contínua,

associados a estruturas estromatolíticas.

Inicialmente tem-se um nível de mudstones dolomíticos de cor rósea a esbranquiçada, onde se

observam estratos regulares de 1 a 2 cm de espessura com continuidade lateral. São observados ainda

pequenos veios (cm) de sílica e pequenos geodos. Em seção delgada notam-se concentrações de mica

em determinados níveis.

Seguindo no perfil, aparece um nível com abundantes estruturas estromatolíticas, seguido de

um nível de mudstones dolomíticos de cor cinza escuro e com laminação plano-paralela. Esta

estratificação é conferida por uma intercalação de material mais fino e de cor mais esbranquiçada, em

lâminas de no máximo 1 cm de espessura. Em seção delgada observa-se uma diferença textural, ora

micrítica ora grumosa.

Ao final deste intervalo, observa-se a ocorrência de estromatólitos pseudo-colunares (Figura

4.1), possuindo cerca de 10 cm de largura e com aproximadamente 30 cm de altura. Pode-se observar

também a presença de pequenos geodos preenchidos por cristais bem formados de quartzo hialino de

cerca de 1 cm.


41

Figura 4.1: Fotos de estromatólitos da Formação Bocaina em afloramentos da Fazenda Ressaca.

FÁCIES DE FLAKSTONES

O termo flakestone é largamente empregado na designação de brechas carbonáticas que

possuem intraclastos na forma de finas placas com bordas angulosas, quase geométricas (Shinn et al.

1965, Tucker 1992).

Boggiani 1998 afirma que estas flakstones são comuns na base da Formação Bocaina,

encontradas em diversas localidades no Planalto da Bodoquena associados à mudstones estratificados.

Na área da Fazenda Ressaca esta brecha apresenta fragmentos angulosos de tamanhos

variados, sendo que os maiores chegam a 6 cm, cimentados por uma matriz carbonática rósea (Figura

4.2).

O grau de retrabalhamento da rocha é relativamente baixo, ocorrendo apenas deslocamento

das placas sem que houvesse mistura de materiais litologicamente diferentes.

Em lâmina observa-se uma matriz texturalmente micrítica.

Figura 4.2: Fotos da fácies de flakestones da Formação Bocaina.


FÁCIES DE PSÓIDES RUDSTONES

Psóides são grãos revestidos de forma esférica que possuem diâmetro superior a 2 mm (Peryt

1983, Sweet & Knoll 1989).

Boggiani (1998) descreve a ocorrência desta fácies de forma pontual ao longo do limite entre a

cobertura cratônica e a Faixa Paraguai, e como sendo encontrada desde a sul de Bonito, na Mineração

Bodoquena, até ao norte de Corumbá, na Baía do Castelo, totalizando uma faixa de exposição

descontínua de mais de 500 km de comprimento.

No perfil da Fazenda Ressaca observa-se a ocorrência de psóides de 2 a 4 mm de comprimento

e 2 mm de largura em média, bem selecionados, silicificados e sem matriz, muito semelhantes ao

descritos pelo autor acima citado (Figura 4.3).

Neste mesmo perfil pode-se observar também a ocorrência de psóides de tamanho bem maior,

cerca de 3 cm de comprimento do eixo maior por 1cm de largura, apenas parcialmente silicificados

(Figura 4.4). Esta fácies é descrita na porção intermediária, e não como topo da Formação Bocaina

(como descrito por outros autores), pois este não foi observado no perfil Ressaca.

Figura 4.3: Foto mostrando ocorrência de psóids na Formação Bocaina (ret irada de Justo et al. 1999).


43

Figura 4.4: Fotos de psóids de tamanho maior em afloramento na Fazenda Ressaca.

FÁCIES DE MUDSTONES DOLOMÍTICOS COM INTERCALAÇÕES DE SILEXITOS

Este intervalo é marcado na base por dolomitos maciços de cor cinza, parcialmente

silicificados seguidos de intercalações de silexitos de cor branca, freqüentes até o topo (Figura 4.5).

As camadas de silexito são relativamente pequenas (5 cm no máximo) e ocorrem coincidentes

com os planos de estratificação, em limites bem definidos.

Em lâmina observa-se a forma microcristalina da sílica.

Quando fortemente intemperizada esta rocha possui cor marrom avermelhado, onde se pode

observar a lixiviação do carbonato restando a sílica, conferindo a rocha um aspecto poroso.

Figura 4.5: Foto mostrando intercalações de silexito em mudstone dolomítico.

Neste intervalo é comum observar a presença de feições estromatolíticas não classificáveis.

Ao final do intervalo observa-se uma rocha mais brechóide, provável final da camada.


FÁCIES DE MICROFOSFORITO

Fosforitos são sedimentos que incluem significativas porções de minerais fosfáticos

autigênicos e biogênicos. Microfosforito é uma rocha fosfática com predominância do mineral

fluorapatita de granulometria fina.

Folini (1996) estipula um limite de presença de 18% de P2O5 para definir uma rocha como

fosfática, no entanto, alguns autores utilizam limites de até 10% de P2O5.

Boggiani (1998) identificou a presença de rocha fosfáticas na Formação Bocaina desde

camadas centimétricas até lentes espessas. Este mesmo autor caracteriza o corpo fosfático nas

proximidades do perfil pesquisado como sendo formado por estromatólitos laminados e colunares,

com teores de P2O5 de até 35%. Boggiani et al. (1993) identificam ainda microfosforitos na forma de

massas disformes associados a estromatólitos em Porto Morrinhos.

No perfil realizado na Fazenda Ressaca (Figura 4.8) observou-se a presença de microfosforitos

estratificados marcados por intercalações de lâminas mais claras e mais escuras, nas proximidades do

nível anteriormente descrito.

Observou-se ainda a presença de um microfosforito de cor cinzenta e texturalmente mais

arenoso, seguido de um microfosforito microbrechado (Figuras 4.6 e 4.7).

No final do perfil, e provável topo da camada, observa-se que a rocha possui cor preta, sendo

que em alguns blocos soltos percebe-se silicificação, tornando a rocha semelhante a um chert negro

(Figura 4.6), com estrutura vesicular, além de estruturas estromatolíticas (Figura 4.8).


45

Figura 4.6: Fotos da fácies de rocha fosfática da Formação Bocaina. Acima fosforito da Fazenda Ressaca, abaixo, calcário (parte mais clara) inserido na camada de fosforito de cor negra.


Figura 4.7: Fotos da camada de rocha fosfática do perfil Fazenda Ressaca.

Figura 4.8: Perfil esquemático dos litotipos encontrados na Fazenda Ressaca-MS com resultados de P2O5 total (%) para amostras coletadas na fácies de rochas fosfáticas.

Análise química realizada em amostras de microfosforitos da área alcançou-se resultados de

até 49% de P2O5 total, com 6,19% de P2O5 - Ac. Cítrico e 0,0060% de P2O5 – CNA. Os resultados das

amostras permaneceram numa média de 46% de P2O5 total (Tabela 4.1).


47

Tabela 4.1: Resultados analíticos de 27 amostras coletadas em um dos perfis realizados na Fazenda Ressaca-MT e 03 coletadas aleatóriamente.

4.2-FAZENDA SERRA AZUL-GRUPO ARARAS

O Grupo Araras está exposto na porção norte e nordeste da Faixa Paraguai, na Serra das

Araras, abrangendo também o Cráton Amazônico em Cáceres e a Sinclinal da Guia a noroeste de

Cuiabá, estado de Mato Grosso.

Boggiani (1998) correlaciona a então Formação Araras e Fácies Guia, e define estas rochas

como não correlatas ao Grupo Corumbá.

RESULTADOS ANALITICOS

AMOSTRA P2O5-

TOTAL% P2O5--Ac.

Citr% P2O5-

CNA% CA % S % Fe%

Mg % LITOLOGIA

FR-01 0,136 0,0032 0,0009 10 0,126 0,224 10,5 CAL FR-02 0,099 0,0027 0,0007 8 0,028 0,357 8 CAL FR-03 0,088 0,0023 0,0007 12 0,008 0,068 10 CAL

FR-04-A 0,035 0,0012 0,0003 12 0,005 0,041 10,5 DOL FR-04-B 0,028 0,0009 0,0004 11,5 0,007 0,045 8,5 DOL

FR-05 0,088 0,0024 0,0009 10,5 0,015 0,074 10 DOL FR-06 0,023 0,0012 0,0004 12 0,004 0,033 9,5 DOL FR-07 0,034 0,0012 0,0004 11 0,003 0,033 11,5 DOL FR-08 0,047 0,0015 0,0004 11,5 0,004 0,031 11,5 DOL FR-09 0,021 0,0009 0,0004 10 0,004 0,029 10 DOL FR-10 0,109 0,0026 0,001 9 0,017 0,205 9,5 DOL

FR-11-A 0,013 0,0007 0,0003 3,2 0,026 0,402 1,55 DOL c/ Ox.Fe FR-11-B 0,013 0,0009 0,0003 0,65 0,024 0,342 0,2 DOL c/ Ox.Fe

FR-12 0,018 0,001 0,0004 10 0,012 0,066 11 BRX FR-13 0,037 0,0017 0,0006 10 0,009 0,071 10 DOL FR-14 0,022 0,0015 0,0004 8 0,028 0,424 7 BRX FR-15 0,015 0,0015 0,0004 10,5 0,009 0,086 10,5 BRX FR-16 0,013 0,0012 0,0006 10,5 0,005 0,051 11 DOL SICIF. FR-17 0,016 0,0015 0,0004 10,5 0,008 0,074 10,5 DOL SICIF. FR-18 0,037 0,0018 0,0006 10,5 0,003 0,051 11 CAL FR-19 0,029 0,0013 0,0003 10,5 0,008 0,022 11 CAL FR-20 15,114 0,0121 0,0017 11,5 0,01 0,173 7,5 DOL SICIF. FR-21 3,93 0,0066 0,0012 10,5 0,017 0,083 10,5 FOSF-I FR-22 43,83 4,08 0,0042 14,5 0,066 0,108 0,25 FOSF-I FR-23 45,72 5,894 0,0054 14,5 0,029 0,317 0,03 FOSF-I FR-24 48,365 5,97 0,0054 15 0,012 0,163 0,04 FOSF-I FR-25 49,12 6,197 0,006 16 0,019 0,099 0,02 FOSF-I AR-IV 19,648 1,36 0,0021 13 0,017 0,065 6,5 FOSF-II AR-I 45,795 6,272 0,0062 15 0,007 0,201 0,3 FOSF-II

AR-III 47,609 5,668 0,0053 15 0,03 0,088 0,07 FOSF-II LEGENDA: CAL- CALCARIO; DOL-DOLOMITO; BRX-BRECHA (FLAKSTONE) FOS F-I-

FOSFORITO DO PERFIL ; FOS F-II-FOSFORITO COLETADO ALEATORIAMENTE- Ox. Fe-OXIDO DE FERRO; S ILIC- SILICIFICADO


Nogueira (2003) propôs o Grupo Araras, baseado na indicação inicial de Almeida (1964)

subdividindo em quatro formações que se seguem da base para o topo: i) Formação Mirassol do

Oeste , constituída por dolomitos microcristalinos e microbialitos dolomíticos; ii) Formação Guia,

que consiste de calcários microcristalinos, folhelhos e brechas subordinadas, algumas vezes

betuminosos; iii) Formação Serra do Quilombo, constituída por dolomitos, dolarenitos e brechas; e

iv) Formação Nobres , encerrando o pacote com dolomitos, arenitos e pelitos com níveis de sílex,

sendo recobertos pelas rochas siliciclásticas da Formação Raizama, do Grupo Alto Paraguai.

Correlacionou estratigraficamente estas litologias com as do Grupo Corumbá.

Neste trabalho utiliza-se a denominação de Grupo Araras (Almeida, 1964), dividido em duas

Formações (Hennies, 1966), Guia e Nobres.

A idade da Formação Araras é Vendiana Superior (Zaine, 1991), de acordo com fósseis da

fauna Ediacara identificados por Fairchild (1978) e Walde et al. (1982) no Grupo Corumbá,

correspondente desta segundo Almeida (1964), e andar Varangiano-Marinoano datado a partir de

isótopos estáveis de C por Nogueira et al. (2003); ou entre 590 e 550Ma por Pinho et al. (2003).

Babinski et al. (2006) encontrou a idade Pb/Pb 627 +- 32Ma (confiabilidade de 95%) para o Grupo

Araras em Mirassol d´Oeste MT.

FORMAÇÃO GUIA

As rochas que integram a Formação Guia distribuem-se geomorfologicamente na área em

regiões de relevo rebaixado, sendo que afloramentos são raros por se tratarem de rochas altamente

solúveis por águas meteóricas, tendo sido, quase que totalmente transformadas por processos

pedogenéticos, desenvolvendo um clássico relevo cárstico. Suas melhores exposições localizam-se nas

paredes de dolinas profundas em meio às pastagens (Figura 4.9) e em um único morrote localizado no

extremo sudoeste da área.

A litologia está representada essencialmente por calcários de cor cinza escuro, maciços na

base e intercalados com laminas centimétricas de argila vermelha (Figura 4.9) que se tornam mais

constantes em direção ao topo.

Podem ser observadas estruturas de deformação budins de chert (Fig. 4.9) e estruturas de

dissolução, lapiás (Fig. 4.10), pequenos veios preenchidos por calcita, além da ocorrência de calcita

impura de cor preta e planos de dissolução denominados estilolitos.


49

Figura 4.9: Fotos de afloramentos de calcário da Formação Guia. A esquerda calcário maciço aflorando em dolina, a d ireita, calcário com laminas de argila e boudins de chert.

Figura 4.10: Fotos de estrutura de dissolução por águas meteóricas Lapiás, nos calcários da Formação Guia

Sua relação de contato com as unidades sotoposta e sobreposta não foi observada. No entanto

Nogueira (2003) descreve o contato basal com a Formação Puga como abrupto com lobos de

sobrecarga, enquanto que Ribeiro Filho et al. (1975) o descrevem como gradacional. Na área de

estudo o contato superior com a Formação Nobres é interpretado por Figueiredo & Ganzer (2004)

como sendo gradacional.

FORMAÇÃO NOBRES

A Formação Nobres, unidade superior do Grupo Araras (Figura 4.14) é de composição

predominantemente dolomítica. Este nível é constituído na área basicamente por dolomitos, dolomitos


parcial ou completamente silicificados, brechas dolomiticas e dolomitos ooliticos silicificados. Três

fácies distintas foram individualizadas.

Fácies de dolomitos silicificados:

Na base deste nível encontra-se dolomito de cor cinza esbranquiçado, maciço, não sendo

observada nenhum tipo de laminação ou outra estrutura primária.

Este dolomito maciço passa gradualmente para um dolomito parcialmente silicificado, com

níveis de chert e alguns geodos, onde se identifica o inicio de um processo de grande silicificação,

aparecendo um dolomito intensamente silicificado, praticamente substituído por sílica amorfa.

Fácies de brechas dolomíticas associadas a estromatólitos

Trata-se de uma rocha de estrutura brechada, contendo fragmentos angulosos de dolomito,

medindo de 3 mm a 2 cm, em uma matriz dolomítica (Figura 4.11). Apresenta-se silicificada, com o

desenvolvimento de venulações e pequenos geodos preenchidos por quartzo e calcita recristalizada.

Em porções onde a silicificação é apenas parcial, observa-se que os fragmentos são maiores, em média

4 a 5 cm, e a matriz permanece a mesma.

Figura 4.11: Fotos de brechas dolomiticas que ocorrem na Formação Nobres.

Logo acima a essas brechas, encontram-se estruturas de bioconstruçào do tipo estromatólitos

colunares cilíndricos (Figura 4.12), que em algumas porções apresentam silicificação parcial.


51

Figura 4.12: Foto de estromatólito colunar na Formação Nobres.

Em direção ao topo deste nível, tem-se a presença de um dolomito oolitico silicificado.

Aparecem ainda freqüentes intercalações milimétricas de arenito fino, marcando passagem gradacional

para o próximo nível identificado na área.

Fácies de brechas areníticas

As intercalações de arenito fino em meio aos dolomitos passam a uma camada de arenito

feldspático de cor rosa, com laminação plano paralela. Seguido de arenitos ooliticos e psolíticos com

impregnação por óxido de ferro, tal impregnação aumenta à medida que se aproxima uma rocha

arenítica brechada e ferruginosa.

Estas brechas apresentam-se totalmente impregnadas por óxido de ferro, conferindo uma cor

vermelha escuro, com variação para tons de laranja, e em outras porções, apresenta impregnação por

óxido de manganês (Fig. 4.13). A matriz é arenosa, os fragmentos são angulosos e medem em torno de

2 a 4cm a maioria (Fig. 4.13), chegando a conter fragmentos de até 10 a 15 cm. A composição dos

fragmentos é de arenito, silexito e rocha carbonática.

Os níveis de brechas são identificáveis na paisagem por constituírem um relevo de morros

abaulados capeados por lateritas, onde se desenvolve um solo vermelho. Esta cobertura é representada

por níveis de Ferro e Manganês.


Figura 4.13: Fotos de ocorrência de brecha arenítica na região de Marzagão, topo da Formação Nobres. A esquerda observa-se impregnação por oxido de ferro, conferindo a rocha cor avermelhada, a d ireita observa-se

impregnação por óxido de manganês (cor preta).

Já ao topo deste intervalo é observado um arenito fino muito ferruginoso, gradando para uma

intercalação de arenito ferruginoso e arenito livre de impregnação por oxido de ferro. O contato com a

unidade superior não foi observado. Estima-se uma espessura aproximada de 1800 metros para o

Grupo Araras na área do trabalho (Fig. 4.14).


53

Figura 4.14: Coluna estratigráfica mostrando os litotipos do Grupo Araras encontrados na área da Fazenda Serra Azul-MT.


CAPÍTULO 5 AMBIENTES DEPOSICIONAIS, UMA BREVE INTERPRETAÇÃO DAS

FÁCIES

Na Faixa Paraguai, a deposição de suas unidades iniciou-se com uma fragmentação

continental, gerando o rifting do Supercontinente Pannotia no período Neoproterozóico III. Ainda nas

fases iniciais de abertura do supercontinente ocorreram eventos de Glaciação Global, Snowball Earth,

termo dado à teoria que tenta explicar a ocorrência dessas glaciações que atingem oceanos e

continentes, estendendo-se até baixas latitudes (Kirschvink 1992, Hoffman et al. 1998, Hoffman &

Schrag 2002, Nogueira 2003).

A rápida deglaciação destes eventos de Snowball Earth ocasionaram a transferência de

dióxido de carbono atmosférico para o oceano, resultando na rápida precipitação de carbonato de

cálcio, produzindo uma capa de carbonato observada globalmente (Hoffman et al. 1998).

O termo fácies sedimentar foi introduzido inicialmente por Steno (1669), embora seu uso

moderno venha de Gressey (1838), que o empregava para designar a soma total dos aspectos

litológicos e palentológicos de uma unidade estratigráfica. Assim, entende-se como definição de

fácies, um conjunto de feições que caracterizam uma rocha sedimentar.

Para a interpretação ambiental é importante definir a associação de fácies, uma vez que uma

dada fácies pode ocorrer em diversos ambientes distintos.

O Grupo Corumbá de maneira geral marca uma grande transgressão marinha sob uma

superfície aplainada decorrente do fim de uma glaciação.

A Formação Bocaina é marcada pela ocorrência de intensa dolomitização, a qual também

estaria associada à silicificação que passa a predominar em direção ao topo. Outra característica é a

relativa ausência de terrígenos, restritos a esparsas concentrações de grãos e grânulos de quartzo bem

arredondados, observados na base da unidade (Boggiani, 1998).

No perfil descrito na Fazenda Ressaca, identificou-se a existência de cinco fácies sedimentares

(Figura 5.1), com características diagnósticas de deposição em uma planície de maré, onde a ação das

ondas foi quase insignificante, com o desenvolvimento de estruturas biogênicas. Esta planície

transicionaria para a plataforma marinha, onde estaria sujeita a correntes ascendentes (upwelling).

A contínua laminação presente na fácies de mudstones dolomíticos é uma evidência de

equilíbrio entre as condições de fluxo e deposição, ou seja, ambiente calmo e raso.

Sob estas condições de águas calmas e pouco energéticas, teriam se desenvolvido os

estromatólitos LLH. A observância destas estruturas organosedimentares em praticamente todo o

perfil é mais uma evidencia da calmaria que por vezes prevalecia no ambiente.

Quanto à intensa dolomitização existente na área, acredita-se que essa seja posterior, por

substituição. Vários autores concordam que algumas condições básicas são necessárias para a


55

dolomitização, entre elas a permeabilidade da rocha, pressões diferenciais que permitem a

movimentação de fluidos através dos poros e suprimento continuo de íons de magnésio e cálcio.

No caso da Formação Bocaina, este fluxo contínuo de água do mar através dos sedimentos

estaria diretamente relacionado ao degelo glacial.

A silicificação observada na área, marcada pela intercalação de silexitos em mudstones

dolomíticos, também indica condições de origem diagenética, provavelmente precoces, na interface

água/sedimento. Esta sílica teria se concentrado através de ciclos de evaporação ao final da

sedimentação.

A sílica originada em ambientes diagenéticos tem sido relacionada à lixiviação de poeira

silicosa em ambientes desérticos para águas subterrâneas (Waugh, 1970a e b), ou através da

espelitização de lavas basálticas no assoalho oceânico (Sowthgate, 1986).

Brechas tipo flakestones indicam um sutil aumento de energia do ambiente, onde ocorreria

retrabalhamento e uma rápida cimentação. Fraturas decorrentes de variação térmica, causando

expansão e contração da rocha, teriam sido preenchidas por sedimentos, causando um fraturamento em

forma de polígonos.

Já a fosfatogênese teria sua origem ligada a influência de correntes ascendentes. Estas

correntes marinhas ricas em nutrientes são oriundas de regiões mais profundas e frias, que ao

atingirem zonas costeiras são aquecidas e formam rochas fosfatadas, através de complexa diagênese

(este processo é mais amplamente discutido no capítulo que aborda os depósitos de fosfato).

Sobre a presença de psóides na área, Tucker & Wright (1990) dizem que a correta

interpretação paleoambiental de um depósito oolitico depende da análise das características

associadas, uma vez que somente a estrutura oolítica não diagnostica um determinado ambiente.

Os psóides observados no perfil da Fazenda Ressaca provavelmente foram formados durante

um período de águas mais agitadas, para que os grãos permanecessem em suspensão, a fim de serem

revestidos, devido precipitações químicas oriundas da liberação de CO2.

A presença de psóides marinhos é amplamente registrada em carbonatos do neoproterozóico,

sendo descrito por vários autores e sendo denominados de giant oóids.


Figura 5.1: Coluna estratigráfica do Grupo Corumbá mostrando as fácies descritas na Fazenda Ressaca. (Modificado de Boggiani 1998)


57

O Grupo Araras que na área da Fazenda Serra Azul está disposto estratigraficamente acima

da Formação Puga e abaixo das unidades do Grupo Alto Paraguai (Figura 5.2), depositou-se em um

ambiente plataformal restrito, numa extensa e plana rampa coberta por um mar raso, em um estágio

pós-glacial.

Durante a deposição do intervalo calcítico (Formação Guia), provavelmente houve uma

predominância de um substrato sedimentar mole, inconsolidado, devido ainda a trangressão marinha,

impossibilitando assim ocupação efetiva do ambiente por organismos incrustadores e bioconstrutores.

A partir de um evento de máxima inundação inicia-se um período progradacional, ocorrendo a

sedimentação da Formação Nobres, concomitante a uma colonização do ambiente e possivelmente,

uma maior disponibilidade de CO2 com uma maior atividade de CaCO3 num ambiente de plataforma

rasa a costeiro protegido pelos recifes estromatolíticos, porém com ampla circulação de água.

Segundo Scofin (1987), a partir de uma maior disponibilização de CO2 e aumento de

temperatura, ocorre um aumento na atividade de CaCO3 no ambiente, o qual possibilita cimentação de

crostas duras (hardgrounds) no fundo da plataforma, viabilizando assim, a colonização do fundo, tanto

por organismos livres nadantes, como por organismos bioconstrutores.

A constante presença de brechas intraformacionais indica repetidas variações do nível do mar,

em um sistema continuo de transgressões e regressões.

O topo do Grupo Araras na área de estudo, composto por brechas areníticas, teve sua origem

no início do sistema regressivo, o qual deu origem à deposição das unidades do Grupo Alto Paraguai.

Este intervalo recebeu importante contribuição de material detrítico, gerando ambiente essencialmente

oxidante. Com o avanço da progradação, a sedimentação terrígena deposita-se cada vez mais para o

interior da bacia estabelecendo-se na área uma deposição num ambiente costeiro a marinho raso.


Figura 5.2: Coluna estratigráfica das unidades encontradas na Fazenda Serra Azul-MT e circunvizinhanças, (Modificada de Rosa 2005).


59

CAPÍTULO 6 RESULTADOS E DISCUSSÕES

A área na qual este trabalho foi realizado insere-se no domínio tectônico da Faixa Paraguai. As

unidades que a compõem depositaram-se ainda no período Neoproterozóico, sendo dobradas e

metamorfizadas durante o evento tectônico conhecido como Brasiliano-Panafricano (~600 Ma). Esta

faixa bordeja a sudeste o Cráton Amazônico e estende-se no Brasil pelos estados de Mato Grosso e

Mato Grosso do Sul, além de países como a Bolívia e o Paraguai. Apresenta-se dividida, com base em

características estruturais em duas zonas, Interna e Externa, e com base em características

deposicionais em quatro unidades: Unidade Inferior, Unidade Média Turbiditica Glaciogenética,

Unidade Média Carbonatada e Unidade Superior.

As Faixas de dobramentos Neoproterozóicas despertam grande interesse científico por serem

detentoras de registros de mudanças climáticas e biológicas, além de resguardarem bens minerais de

grande potencial econômico. Esse interesse vem se intensificando pela Faixa Paraguai, a partir dos

trabalhos do Grupo de Pesquisa de Recursos Minerais de Mato Grosso, com o objetivo de buscar

unidades que indiquem essas mudanças, a fim de correlacioná-las com outras que melhor as registram.

Durante a execução de um destes trabalhos na porção norte da Faixa Paraguai (região do vilarejo

Marzagão-MT) no ano de 2004, observou-se grandes semelhanças litoestratigráficas com uma área em

particular, localizada na porção sul desta faixa (Fazenda Ressaca-MS).

Com o objetivo de prospectar áreas favoráveis à ocorrência de rochas fosfáticas no estado de

Mato Grosso, assim como ocorre na extensão da Faixa Paraguai no Mato Grosso do Sul, realizou-se a

pesquisa que culminou neste trabalho. Em vista da extensão da Faixa Paraguai e a complexidade de

suas unidades geológicas, quaisquer trabalhos que se destinem a um detalhamento estratigráfico, com

enfoque a interpretação dos ambientes e processos deposicionais, contribuirão para um melhor

entendimento da compartimentação e evolução tectono-sedimentar das rochas dessa faixa dobrada.

Anúncios a respeito da ocorrência de fosfato na Serra da Bodoquena datam desde 1976, em

levantamentos geológicos realizados pela DOCEGEO. Boggiani em 1990 adaptou a distribuição das

diferentes fácies sedimentares do Grupo Corumbá ao modelo proposto por Kazakov (1937), colocando

em evidência um histórico geológico deposicional que ajudou no entendimento da origem dos

fosforitos desta região. Em 1997 a CPRM retoma trabalhos de prospecção nesta região, tomando como

base alvos que já estavam sendo pesquisados desde 1980. Em 2000 a CPRM publica o relatório do

Projeto “Fosfato da Serra da Bodoquena, Mato Grosso do Sul”, mostrando dados levantados na

ocorrência da Fazenda Ressaca.

Durante a execução da pesquisa deste trabalho, várias amostras foram coletadas nos perfis e

em diferentes tipos litológicos, onde análises apresentaram os resultados da tabela 4.1.

Rosa A.R. 2008. Depósitos de Fosfato Sedimentar, Uma Análise Estratigráfica da Form. Bocaina, Faz. Ressaca-MS versus Grupo Araras, Faz. Serra Azul-MT.

O conjunto de amostras FR-21 a FR-25 e AR-I a AR-IV, correspondem a uma rocha

fosfatada, composta por mineral do grupo da apatita, provavelmente flúorpatita. Possui variações entre

uma rocha mais arenosa e uma intensamente silicificada com estruturas laminadas, vesicular e

brechóide, além de associação com estromatólitos. Em seção delgada observou-se tratar de um

microfosforito laminado.

Esta camada de rocha fosfática está disposta estratigraficamente acima de uma fácies de

mudstones dolomíticos associados a silexitos e abaixo de quartzo arenitos pertencentes a Formação

Tamengo, sendo que, como indicativo litoestratigrafico para prospecção de áreas potenciais para estas

rochas em outros locais da Serra da Bodoquena pode-se utilizar a presença de brechas

intraformacionais com clastos de fosforitos associados aos referidos quartzo arenitos da base da

Formação Tamengo.

Este mesmo princípio diagnóstico foi utilizado durante a execução de perfis na porção norte da

Faixa Paraguai, nas unidades do Grupo Araras encontradas na Fazenda Serra Azul, onde se tem a

presença de dolomitos silicificados com estruturas muito semelhantes as encontrada na Fazenda

Ressaca e também brechas areníticas na transição para os quartzo arenitos da Formação Raizama.

A grande ocorrência de sedimentos ferruginosos, incluindo camadas de ferro e manganês no

topo do Grupo Araras na Fazenda Serra Azul pode indicar a existência de ambiente deposicional,

correlacionável ao que depositou o Grupo Jacadigo na Faixa Paraguai no Estado de Mato Grosso do

Sul.

Nos perfis realizados na Fazenda Serra Azul, os teores de P2O5 estão sempre inferiores a 2%,

Os teores mais elevados estão posicionados em situação que se correlaciona ao topo da Formação

Bocaina no Estado de Mato Grosso do Sul. Não existe ainda a possibilidade de se falar em

concentrações de P2O5 susceptíveis à formação de depósitos deste elemento no Grupo Araras. No

entanto, teores mais elevados de P2O5 estão ocorrendo com relativa consistência em sedimento

ferruginoso na região de Mirassol D’Oeste e Tabuleta ao norte da Faixa Paraguai no Estado de Mato

Grosso.


61

CAPÍTULO 7 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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ANEXOS


67

Ficha de Aprovação

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO: TÍTULO: Depósitos de Fosfato Sedimentar, Uma Análise Estratigráfica da

Formação Bocaina, Fazenda Ressaca-MS versus Grupo Arara, Fazenda Serra

Azul-MT

AUTOR: Alessandra de Sousa Rosa

ORIENTADOR: Prof. Dr. Francisco Egídio Cavalcante Pinho

Aprovada em: PRESIDENTE: Prof. Dr. Francisco Egídio Cavalcante Pinho BANCA EXAMINADORA: Prof. Dr. Francisco Egídio Cavalcante Pinho Prof. Dr. Detlef Hans-Gert Walde Prof. Dr. Gerson Souza Saes Cuiabá, 25 de novembro de 2008

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