fácies sedimentares e estratigrafia da bacia do … · ii dissertaÇÃo de mestrado n°53 fácies...
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MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
Caiubi Emanuel Souza Kuhn
Fácies sedimentares e estratigrafia da Bacia do
Cambambe, Chapada dos Guimarães, Mato
Grosso, Brasil.
Orientador
Prof. Dr. Jackson Douglas Silva da Paz
i
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
REITORIA
Reitora
Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder
Vice-Reitor
Prof. Dr. João Carlos de Souza Maia
PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO
Pró-Reitora
Profª. Drª. Leny Caselli Anzai
INSTITUTO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
Diretor
Prof. Dr. Martinho da Costa Araújo
DEPARTAMENTO DE RECURSOS MINERAIS
Chefe
Prof. Dr. Paulo César Corrêa da Costa
Coordenador
Prof. Dr. Amarildo Salina Ruiz
Vice-Coordenadora
Profª. Drª. Ronaldo Pierosan
ii
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
N°53
Fácies sedimentares e estratigrafia da Bacia do Cambambe, Chapada dos
Guimarães, Mato Grosso, Brasil.
Caiubi Emanuel Souza Kuhn
Orientador
Prof. Dr. Jackson Douglas Silva da Paz
CUIABÁ
2014
Dissertação apresentada ao Programa
de Pós-Graduação em Geociências do
Instituto de Ciências Exatas e da Terra
da Universidade Federal de Mato
Grosso como requisito parcial para a
Obtenção de Título de Mestre em
Geociências.
iii
FICHA CATALOGRÁFICA
1. Argila – Bom Jesus de Goiás (GO). 2. Argilomineral. 3. Caulinita.
4. Acetato de potássio. 5. Azul de metileno. I. Título.
CDU – 553.612
Ficha elaborada por: Rosângela Aparecida Vicente Söhn – CRB-1/931
O53a Kuhn, Caiubi Emanuel Souza.
Fácies sedimentares e estratigrafia da Bacia do Cambambe, Chapada dos Guimarães, Mato Grosso,
Brasil. Chapada dos Guimarães- MT / Caiubi Emanuel Souza. – 2014.
xvii, 100 f. : il. color.
Orientadora: Prof. Dr. Jackson Douglas Silva da Paz.
Dissertação (mestrado) – Universidade Federal de Mato Grosso,
Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Pós-Graduação em Geociências,
2014.
Bibliografia: p. 6-8, 35-39, 72-74, 95-96.
Inclui anexos.
1. Fácies Sedimentares. 2. Minerais Pesados. 3. Petrografia.
4. Chapada dos Guimarães (MT). 5. Cretáceo.
CDU – 552.0
iv
Fácies sedimentares e estratigrafia da Bacia do Cambambe, Chapada dos Guimarães,
Mato Grosso, Brasil.
Dissertação de mestrado aprovada em 31 de Julho de 2014.
BANCA EXAMINADORA
________________________________________
Prof. Dr. Jackson Douglas da Silva Paz
Orientador (UFMT)
________________________________________
Prof. Dr. Ronaldo Pierosan
Examinador Interno
________________________________________
Prof. Dr. Gerson Souza Saes
Examinador Externo
v
Dedico este trabalho a todos os amigos e pessoas que fazem parte da minha vida!
vi
Agradecimentos
Muitas pessoas participaram da minha vida e me ajudaram até chegar a este momento.
Agradeço a minha família, que me ajudou a me moldar a ser a pessoa que sou hoje, me deu liberdade e
me ensinou a ser guerreiro e a lutar pelo que acredito. Mesmo tendo às vezes muitas dificuldades pela
frente sempre tive liberdade para lutar e vencer barreiras que por muitas vezes pareciam quase
intransponíveis. Muito obrigado, minha mãe Maria Aparecida, meu pai Paulo Cezar, meus Avó
Romualdo Kuhn e Antônio Dias e minhas avós Dona Dalva e Neli Kuhn, e aos meus irmãos e irmãs,
Iasmim, Radharani, Hermano, Iuca, Lótus, Haloa e Ginseng.
Agradeço também a muitas outras pessoas que tenho como parte de minha família, como a
Dona Nena, Roberto, Rodrigo, Ozanah e Saulo, a toda família D’elia: Lucy, Wagner e Natalie e meu
irmão Erick. A Suzana Hirooka que incentivou na vida cientifica e profissional.
À Universidade Federal de Mato Grosso, por ter proporcionado as condições necessárias para
o desenvolvimento desta dissertação e a Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoas em Nível
Superior pela bolsa concedida.
Aos meus professores, desde aqueles que estiveram comigo em momentos iniciais e até os
mestres e doutores que lecionaram durante a minha estada na universidade. Agradeço em especial ao
meu Orientador Jackson, que sempre acreditou em mim, me apoiou e me ajudou mesmo em situações
que os indicadores convencionais sempre diziam que tudo daria errado. Teve muita paciência e
compreensão, permitindo que conciliasse minhas participações em movimentos sociais e minha vida
acadêmica desde o segundo ano de faculdade até o mestrado. Não posso deixar de agradecer a
Professora Silane pelo apoio e pelas puxadas de orelha.
Às Professoras Ana Azeredo e Maria Cristina Cabral que aceitaram me orientar durante minha
estada em Portugal, na Universidade de Lisboa. Esse intercâmbio me ajudou muito na elaboração de
minha dissertação, além de ter transformado minha mente em vários aspectos e conceitos.
Aos meus colegas de mestrado em especial os que fazem parte do grupo dos sedimentos,
Danilo, Renan, Regiane e Kéttilin que me ajudaram durante o desenvolvimento da pesquisa e
discussão de dados.
A minha namorada, Sthefani por estar ao meu lado mesmo eu tendo essa vida louca com
pouco tempo e muita coisa para fazer, é bom sempre te ter junto comigo me ajudando e apoiando em
minha vida.
Muito obrigado a todos!
vii
Sumário
CAPÍTULO 1- INTRODUÇÃO ....................................................................................................................1
1.1 - Apresentação do tema....................................................................................................................1
1.2 - Objetivo geral..................................................................................................................................2
1.2.1 - Objetivos específicos............................................................................................................2
1.3 - Métodos da pesquisa......................................................................................................................3
1.4 - Contexto Geotectônico...................................................................................................................3
1.4.1 - Bacia do Paraná........................................................................................................................5
1.4.2 -Super-Sequencia Bauru ou Bacia Bauru....................................................................................5
1.4.3 -Bacia dos Parecis.......................................................................................................................5
1.4.4 -Bacia Cambambe, Bacia Poxoréu, Bacia de Itiquira e outras Bacias Cretáceas de Mato
Grosso. ................................................................................................................................................6
1.5 -Estratigrafia da Bacia Cambambe.....................................................................................................7
CAPITULO 2 – FÁCIES SEDIMENTARES. .................................................................................................11
2.1 -Fácies conglomerado polimítico.................................................................................................... 11
2.2 -Fácies conglomerado oligomitico...................................................................................................11
2.3 -Fácies arenito.................................................................................................................................13
2.4 -Fácies siltitos e pelitos....................................................................................................................15
2.5 -Modelo Paleoambiental.................................................................................................................16
2.5.1 -Paleoambiente De Fluxo De Detritos......................................................................................18
2.5.2 -Colapso De Fluxo Turbulento..................................................................................................18
2.5.3 -Paleoambiente De Paleossolos...............................................................................................19
2.5.4 -Paleoambiente De Preenchimento De Canais........................................................................20
CAPÍTULO 3 – PETROGRAFIA.................................................................................................................23
3.1 - Silexito...........................................................................................................................................23
3.1.1 -Interpretação: .........................................................................................................................23
3.2 -Carbonatos.....................................................................................................................................24
3.2.1 -Interpretação...........................................................................................................................25
3.3 -Litarenitos.......................................................................................................................................27
3.3.1 -Interpretação...........................................................................................................................29
3.4 -Sub-litarenito..................................................................................................................................31
3.4.1 -Interpretação...........................................................................................................................31
viii
3.5 -Quartzo-arenito..............................................................................................................................32
3.5.1 -Interpretação...........................................................................................................................37
3.6 -Evolução da Bacia...........................................................................................................................38
CAPÍTULO 4 – MINERAIS PESADOS........................................................................................................43
4.1 -Fração Areia Fina............................................................................................................................43
4.1.1 -Minerais Descritos...................................................................................................................45
4.1.1.1 -Opacos..............................................................................................................................45
4.1.1.2 -Alteritos............................................................................................................................45
4.1.1.3 -Estaurolita........................................................................................................................46
4.1.1.4 -Turmalina.........................................................................................................................46
4.1.1.5 -Apatita..............................................................................................................................46
4.1.1.6 -Distena..............................................................................................................................46
4.1.1.7 -Granada............................................................................................................................46
4.1.1.8 -Andaluzita.........................................................................................................................46
4.1.1.9 -Hornblenda Verde............................................................................................................46
4.1.1.10 -Rutilo..............................................................................................................................46
4.1.1.11 -Zircão..............................................................................................................................46
4.2 -fração Areia Muito Fina..................................................................................................................48
4.2.1 -Minerais Descritos...................................................................................................................48
4.2.1.1 -Opacos..............................................................................................................................48
4.2.1.2 -Estaurolita........................................................................................................................48
4.2.1.3 -Granada............................................................................................................................48
4.2.1.4 -Turmalina.........................................................................................................................49
4.2.1.5 -Zircão................................................................................................................................50
4.2.1.6 -Andaluzita.........................................................................................................................50
4.2.1.7 -Cianita...............................................................................................................................50
4.2.1.8 -Titanita.............................................................................................................................50
4.2.1.9 -Rutilo................................................................................................................................50
4.2.1.10 -Alteritos..........................................................................................................................50
4.2.1.11 -Monazita.........................................................................................................................50
4.2.1.12 -Hornblenda verde...........................................................................................................51
4.2.1.13 -Anatásio..........................................................................................................................52
4.2.1.14 -Anfibólio Cálcico (Provavelmente Tremolite) ................................................................52
4.2.1.15 -Apatita............................................................................................................................52
ix
4.3 -Interpretação..................................................................................................................................52
CAPITULO 5 - CONCLUSÕES...................................................................................................................57
BIBLIOGRAFIA .......................................................................................................................................59
ANEXOS..................................................................................................................................................64
x
Resumo
Este trabalho apresenta dados de análise fácies, minerais pesados e petrografia sedimentar de
rochas cretáceas da Bacia Cambambe, depositadas em um sistema de leques aluviais entre os andares
Santoniano e Maastrichtiano, em um paleoambiente de clima seco e quente.
Foram interpretados quatros paleoambiente: fluxo de detritos, Colapso de fluxo turbulento,
preenchimento de canais e Paleoambiente de paleossolos. A sucessão sedimentar é separada por uma
discordância entre as formações Ribeirão Boiadeiro e Cambambe
Essa discordância é também notada na petrografia, sendo a Formação Ribeirão Boiadeiro
constituída por litarenitos e horizontes de carbonatos (Calcretes) e a Formação Cambambe, constituída
por quartzo-arenitos e sub-litarenitos. A mudança na composição resulta da mudança no controle
tectônico e de alterações da porcentagem de contribuição das diferentes áreas fontes. E notável
também que na base as rochas da bacia tiveram uma relação direta com o vulcanismo da Formação
Paredão Grande, enquanto no topo do pacote rochoso essa relação é ausente.
Foram descritos grãos nas frações areia fina e areia muito fina sendo identificado minerais
opacos, alteritos, estaurolitas, andaluzitas, turmalinas e distena, zircão, granada, hornblenda verde,
apatita, rutilo, anfibólio cálcico, monazita, anatásio, cianita e a titanita sendo descritos diferentes graus
de alteração e corrosão nos minerais.
Os processos diagenéticos que predominam nas rochas são relacionados a eodiagênese,
predominando na bacia temperaturas inferiores a 80°C. O desenvolvimento da bacia ocorreu associado
a reativações ligadas ao Lineamento Transbrasiliano e a formação de um sistema de grábens e horts na
plataforma de Alto Garças.
xi
Abstract
This work presents data analysis of facies, heavy minerals and sedimentary petrography of
cretaceous rocks in the Cambambe basin, deposited on a system of alluvial fans between the Santonian
and Maastrichtian floors at a paleoenvironment of dry and hot climate.
Four paleoenvironment were interpreted: debris flow, turbulent flow collapse, canal filling and
Paleoenvironment of paleosol. The sedimentary succession is divided by a discordance between the
Ribeirão Boiadeiro and Cambambe formations.
This discordance is also noted at the petrography - while litharenites and carbonate horizons
(calcretes) constitute the Ribeirão Boiadeiro formation, the Cambembe formation is composed by
quartz arenites and sublitharenites. The change in outline implicates in change of tectonic control and
in alterations of the share of contribuiton of each source area. It is noteworthy that there is direct
relationship between the rocks and volcanism of the Paredão Grande formation at the basis of the bay
while not at the top of the rocky formation.
Grains in the fine sand and very fine sand fractions were described, while opaque minerals,
alterites, staurolites, andalusites, tourmalines and distena, zircan, granada, green hornblende, apatite,
rutile, calcica, monazite, anastasium, cianite and titanite were identified. Different levels of alteration
and corrosion were described for these minerals.
The predominant diagenetic processes in these rocks are related to eodigenesis, as the bay has
temperatures predominantly below 80°C. The bay development is associated to reactivations
connected to the Transbrazilian Lining and the formation of a sistem of grabens and horsts in the Alto
Garças platform.
1
CAPÍTULO 1
INTRODUÇÃO
1.1- APRESENTAÇÃO DO TEMA
Essa dissertação aborda a organização estratigráfica e a evolução pós-deposicional de uma
bacia sedimentar originada acerca de 84 milhões de anos no Cretaceo Superior, denominada Bacia do
Cambambe. A área de estudo deste trabalho está localizada no município de Chapada dos Guimarães,
no estado de Mato Grosso.
Durante o Cretáceo, os processos de fragmentação do continente Gondwana ocasionaram a
formação de diversas bacias sedimentares. Todavia algumas destas ainda não possuem estudos
detalhados.
Os sedimentos em estudo nesse trabalho são citados na literatura desde o século XIX, quando
foram descritos fósseis de dinossauros por Derby (1890). Diversos autores como Bauer & Largher
(1958), Almeida (1964), Oliveira & Mulhmann (1965), Weska (1987), Coimbra (1991), Gibson et al.
(1997), Weska (1996), Silva (2014) entre outros, contribuíram para a definição litoestratigráfica e
tectônica.
Os trabalhos realizados apresentam divergências sobre a constituição existente do arcabouço
litoestratigráfico a exemplo da proposta de Coimbra (1991) que dividiu em Formação Ribeirão
Boiadeiro e Formação Cambambe, no entanto, Weska (1996) propôs a organização em Formação
Paredão Grande, Formação Quilombinho, Formação Cachoeira do Bom Jardim e Formação
Cambambe.
O posicionamento desta sequência dentro de uma bacia sedimentar é ainda mais divergente, a
princípio autores como Almeida (1964) posicionaram dentro da Bacia do Paraná, Coimbra (1991)
propôs a existência de uma Bacia própria denominada Bacia do Cambambe e Weska (2006) posiciona
esta sequência dentro da Bacia do Parecis.
Na literatura além das divergências sobre a organização estratigráfica, ainda não se tem
esclarecida, os processos diagenéticos relacionados a estes sedimentos. Outra pergunta pertinente é
referente à percentagem de contribuição das áreas fontes da bacia nos diferentes momentos
estratigráfico e tectônico, e como se deu a evolução ao longo do tempo geológico.
Este trabalho utilizou-se da integração de dados de análise de fácies; de secções montadas de
minerais pesados e petrografia visando inter-relacionar as metodologias de forma complementar para
obter interpretações que auxiliem na compreensão dos problemas citados a cima.
O acesso aos afloramentos pesquisados ocorre por estradas vicinais que interligam a sede do
município de Chapada dos Guimarães (Figura 1.1) até a área de estudo localizada nas proximidades
das comunidades de Jão Carro, Jangada Roncador, Fazenda Rancho Queimado, Cachoeira Rica (Peba)
2
e Morro do Cambambe. Nestes locais, foram descritos afloramentos que apontam para um pacote
rochoso total com mais de 300 metros de espessura.
Figura 1.1 - Mapa de localização.
1.2 - OBJETIVO GERAL
Este trabalho visa auxiliar no entendimento estratigráfico, tectônico e diagenético das rochas
da sequência vulcano-sedimentar da Bacia Cambambe.
1.2.1- Objetivos específicos
Definir as fácies sedimentares existentes;
Realizar a interpretação petrográfica e contribuir para o entendimento dos processos
diagenéticos que ocorrem na bacia;
Descrever os minerais pesados existentes
Contribuir para o entendimento dos processos deposicionais e sobre área fonte dos
sedimentos.
Refinar os dados referentes à datação das unidades lito-estratigráficas existentes na
Bacia Cambambe.
3
1.3- MÉTODOS DA PESQUISA
O trabalho utilizou os métodos de análise de fácies, petrografia sedimentar e de minerais
pesados, através da confecção de perfis estratigráficos e perfis geológicos, descrição de lâminas
petrográficas e secções montadas de minerais pesados desenvolvidos ao longo de dados coletados em
109 pontos.
O método da análise de fácies consiste no mapeamento de fácies deposicionais por meio da
montagem de perfis estratigráficos que representam esquematicamente o empilhamento original das
camadas observadas nos afloramentos estudados. Este método utiliza feições mensuráveis como
espessura, litologia e textura, estruturas sedimentares, geometria, conteúdo de fóssil, direção do
paleofluxo e cor (cf. Tucker, 2003; Miall, 1990, cap.1).
A petrografia sedimentar foi realizada de acordo com o trabalho de Pettijohn et al. (1987),
observando informações sobre arcabouço, granulometria, arredondamento, seleção, características do
cimento, textura, forma cristalina e tamanho dos cristais. Também características da matriz e contato
entre os grãos e empacotamento. A confecção das lâminas ocorreu na Universidade Federal de Mato
Grosso (UFMT), na Universidade Federal do Pará (UFPA) e na Universidade Estadual São Paulo
(UNESP).
A análise de minerais pesados foi desenvolvida por meio da descrição de 26 secções montadas
de minerais pesados das amostras coletadas em campo, 13 da fração areia finas e 13 da fração areia
muito fina. Foi realizada a caracterização dos grãos minerais existentes e da morfologia dos grãos
usando como metodologia a proposta por Mange & Maurer (1992). A confecção das lâminas de
secções montadas de minerais pesados foi feita na Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT).
A descrição e interpretação das lâminas petrográficas e das secções montadas de minerais
pesados foi realizada na Faculdade de Ciências da Universidade de Lisboa, durante um estágio
internacional realizado para este propósito.
1.4- CONTEXTO GEOTECTÔNICO
Durante a era Mesozóica, os esforços extensionais de ruptura do supercontinente Gondwana
levaram à reativação de falhas e instalação de diversas bacias do tipo rifte, constituídas por sucessões
vulcano-sedimentares.
A reativação Wealdeniana ou ativação Mesozóica afeta preferencialmente as rochas da
plataforma sul-americana consolidada durante o ciclo Brasiliano, originando fendilhamentos,
aulacógenos e soerguimento epirogênicos de amplos platôs conforme Zalán (2004).
4
Após a abertura inicial do oceano atlântico as placas Africana e Sul-Americana passaram por
um evento transpressional denominado Evento Romancheno, no qual ocorreu um deslizamento lateral
convergente das placas (Zalán, 2004). Há divergência entre os autores, em relação idade do evento
determinada em 98-94 Ma por Zalán (1984) e em 84 Ma por Attoh et al. (2004). Este evento possui
uma idade próxima a do surgimento da Bacia Cambambe e os esforços tectônicos geradores de ambos
os eventos tectônicos podem estar relacionados.
Os sedimentos cretáceos em estudo neste trabalho estão relacionados a esforços tectônicos que
ocorreram por volta de 84 milhões de anos. Como já citado, há divergência entre os autores (Coimbra
1991; Lacerda Filho et al., 2004; Weska 2006; Milani et al., 2007) sobre o compartimento tectônico
destes sedimentos e sobre a qual bacia eles pertencem. Esse debate ocorre devido à posição geografia
dos depósitos e por causa das similaridades, entre a sequência em estudo e outras sequências cretáceas
existentes (Figura 1.2). Para uma melhor compreensão sobre o assunto é necessário o entendimento
sobre as bacias do Paraná, Bauru, Parecis e Cambambe.
Figura 1.2: Mapa geológico modificado de Silva (2014), destacando a Plataforma de Alto Garças,
conforme Coimbra (1991) e Lacerda Filho et al. (2004), neste mapa os sedimentos em estudo neste
trabalho estão compartimentados no Grupo Bauru.
5
1.4.1- Bacia do Paraná
A Bacia do Paraná (Milani et al., 2007) é uma província sedimentar localizada no centro-leste
da América do Sul, com área de 1.500.000 km², cuja evolução ocorreu entre o período Ordoviciano da
era Paleozóica até o período Cretáceo da era Mesozóica. As rochas cretáceas aflorantes no Município
de Chapada dos Guimarães são relacionadas à Supersequência Bauru, que representa a última fase
deposicional da Bacia do Paraná (Milani, 1997).
1.4.2- Supersequência Bauru ou Bacia Bauru
A Supersequência Bauru foi definida por Milani (1997); contudo Riccominni (1997) propôs
que os sedimentos cretáceos sobrepostos a Bacia do Paraná pertencem a uma bacia própria,
denominada Bacia Bauru com extensão de cerca 370.000 km². O desenvolvimento da Bacia Bauru
ocorreu relacionado à subsidência térmica gerada pelo resfriamento dos derrames da Formação Serra
Geral (Riccominni, 1997), que teve sua principal fase de atividade por volta de 133-132 Ma (Marques
& Ernesto, 2004). A maior espessura da bacia é encontrada relacionada na região onde ocorre a maior
espessura dos derrames da formação Serra Geral.
Conforme Dias-Brito et al. (2001), a Bacia do Bauru é formada pelo Grupo Caiuá com as
formações Rio Paraná, Goio Erê e Santo Anastácio; e Grupo Bauru, com as formações Vale do Rio do
Peixe, Araçatuba, Presidente Prudente, São José do Rio Preto, Uberaba e Marília; e Analcimitos
Taiúva. A Formação Marília pode ainda ser dividida em Membro Echaporã, Membro Serra da Galga e
Membro Ponte Alta. Os depósitos cretáceos, aflorantes na região do Município de Chapada dos
Guimarães foram relacionados ao Grupo Bauru desde Bauer & Largher (1958), Weska (1996) definiu
a sequência da base para o topo como sendo constituída pelas três associações de fácies: Quilombinho,
Cachoeira do Bom Jardim e Cambambe.
1.4.3- Bacia dos Parecis
A Bacia dos Parecis uma das maiores bacias intratônicas brasileiras, e segundo Bahia (2006),
possui uma área de 500.000 km² distribuída nos estados de Rondônia e Mato Grosso, acumulando
mais de 6.000 m de sedimentos paleozoicos, mesozoicos e cenozoicos, essencialmente siliciclásticos.
A Bacia está posicionada sobre a porção sudoeste do Cráton Amazônico, entre os cinturões de
cisalhamento Rondônia e Guaporé, os limites sudeste e nordeste da bacia são os arcos de Xingu
(Almeida, 1983) e Rio Guaporé, respectivamente.
A sucessão Mesozóica é constituída pelo basalto da Formação Tapirapuã datada pelo método
Ar/Ar por Marzoli et al. (1999) em 198 Milhões de anos. No cretáceo ocorreu a intrusão kimberlitos
descritos por Schobbenhaus et al. (1984) e a deposição das formações Salto das Nuvens e Utiariti,
respectivamente à porção superior e inferior designadas por Barros et al. (1982). A primeira delas foi
6
criada para agrupar conglomerados polimíticos mal selecionados intercalados com lentes de arenito
vermelho, na qual podem ser encontrados também arenito bimodais, com estratificação cruzada de
grande porte Bahia (2007). Esta unidade é posicionada por Silva et al. (2003) no Cretáceo Médio a
Superior devido à ocorrência de conteúdo fóssil de Mesosuchidae (Notosuchidae). A Formação
Utiariti foi designada por Barros et al. (1982) para agrupar sedimentos flúvio-lacustres, depositados
durante a fase de sinéclise da bacia.
Devido às características similares dos sedimentos cretáceos aflorantes na região, Weska
(2006) engloba as formações do Grupo Bauru em Chapada dos Guimarães na sequência do Grupo
Parecis, sendo constituída pelas formações Paredão Grande, Salto das Nuvens, Cachoeira do Bom
Jardim e Utiariti.
1.4.4- Bacia Cambambe, Bacia Poxoréu, Bacia de Itiquira e outras Bacias
Cretáceas de Mato Grosso.
Para Coimbra (1991) e Silva (2014) o entendimento da evolução tectônica e sedimentar das
bacias cretáceas do Cambambe, Poxoréu e Itiquira passa pela compreensão da Plataforma de Alto
Garças, que representa a parte setentrional da Bacia do Paraná, localizada no centro-sudeste do estado
de Mato Grosso. No Período Cretáceo, a evolução dos esforços tectônicos relacionados ao Lineamento
Transbrasiliano ocasionou o desenvolvimento de altos estruturais e grábens. Desta forma, se
desenvolveram diversas bacias vulcano-sedimentares cretáceas sobre as rochas da Bacia do Paraná.
Coimbra (1991) propôs para esta evolução de noroeste para sudeste, respectivamente as bacias
Cambambe e Poxoréu, que possuem o caimento para norte, e a Bacia Itiquira e outras bacias Cretáceas
menores com provável caimento para o sul. Todas elas relacionadas ao controle tectônico da Antéclise
de Rondonópolis. A Bacia Cambambe seria constituída por uma sequência sedimentar constituída da
base para o topo pelas formações Ribeirão Boiadeiro e Cambambe de idade cretácea.
A Bacia do Cambambe se posiciona na porção noroeste da Antéclise de Rondonópolis. O
embasamento é formado pelas rochas metamórficas neoproterozóicas do Grupo Cuiabá e pelas
formações Botucatu pertencente à Bacia do Paraná. A deposição na bacia teria iniciado e se
desenvolvido a partir ao magmatismo da província ígnea de Poxoréu que é representado pelas rochas
ígneas da Formação Paredão Grande.
Gibson et al., (1997) relaciona este evento magmático à chegada da Pluma de Trindade por
volta de 84 Ma, ocasionando rifteamento e vulcanismo. Ulbrich et al. (2004) relaciona a geração dos
magmas das ilhas litorâneas com a refusão de fragmentos litosféricos subcontinental, desmembrados
durante a ruptura e posteriormente remobilizados em processo de fusão. Este processo formou câmaras
magmáticas intermediárias numa estrutura complexa com a possível existência de vários magmas
7
parentais. Este processo pode também ter ocorrido na Bacia Cambambe, desta forma existe a hipótese
de o magmatismo da formação Paredão Grande estar ligado a este processo.
Curto et al. (2014) sub-dividiu a plataforma de Alto Garças em 4 domínios magnéticos, sendo
eles de leste a oeste: Arenópolis, Bom Jardim, Rondonópolis e Poxoréo. Este último indica uma região
de baixa magnetização crustal limitada ao sul pelos lineamentos São Vicente e General Carneiro.
Neste domínio estão posicionadas as Bacias Cambambe e Poxoréo.
Este trabalho utilizará o compartilhamento tectônico-estratigráfico proposto por Coimbra
(1991), contudo serão acrescidas informações dos trabalhos posteriores tais como Weska (1996);
Gibson et al., (1997); e Weska (2006). Sendo a Bacia do Cambambe (Figura 1.3), constituída da base
para o topo pelas formações Paredão Grande, Ribeirão Boiadeiro (Fácies Quilombinho e Fácies
Cachoeira do Bom Jardim), Cambambe.
Figura 1.3: Mapa geológico conforme Lacerda Filho et al. (2004), destacando os afloramentos cretáceos da
Bacia Cambambe até então relacionados ao Grupo Bauru.
1.5 - ESTRATIGRAFIA DA BACIA CAMBAMBE
As rochas cretáceas aflorantes na região de Chapada dos Guimarães foram relacionadas
inicialmente aos sedimentos da então Série Bauru por Bauer & Largher (1958). Desde então, tem sido
senso comum incluir os sedimentos cretáceos de Mato Grosso no Grupo Bauru como observado em
diversos trabalhos de detalhe e de cunho mais regional (Almeida, 1964; Oliveira & Mulhmann, 1965;
Gonçalves & Schneider, 1970; Barros et al., 1982; Weska, 1987; Coimbra, 1991; Gibson et al., 1997;
8
Silva, 2014). A Bacia Cambambe recebeu pungentes depósitos cretáceos e escassos depósitos
terciários, cuja litoestratigrafia se atribui ao Grupo Bauru (K) e à Formação Cachoeirinha (N) (Figura
1.4), que registram diferentes estágios de evolução tectônica do paleorifte Rio das Mortes dentro da
Bacia Cambambe.
As rochas cretáceas aflorantes em Chapada dos Guimarães estavam até então englobadas na
estratigrafia do Grupo Bauru. Mais recente Weska (2006), revisando Almeida (1964), cita que este foi
o primeiro a notar as semelhanças entre os sedimentos cretáceos da porção centro-sul de Mato Grosso
e os arenitos do Grupo Parecis, na porção norte do estado, na Bacia de Parecis. Com base nesta
semelhança litológica, Weska (2006) propõe que seja abandonado o termo Grupo Bauru no estado de
Mato Grosso e os sedimentos cretáceos sejam então incluídos no Grupo Parecis da Bacia de Parecis.
Por outro lado, os trabalhos de Weska (1987) e Coimbra (1991) são mais úteis ao entendimento da
estratigrafia e preenchimento da Bacia Cambambe. Este trabalho propõe, a utilização do termo Grupo
Manso para a sequência constituída da base para o topo durante o Cretáceo e terciário na Bacia
Cambambe, assim como nas demais bacias cretáceas da porção centro-sul de Mato Grosso, por
questão de prioridade, obedece a divisão proposta por Coimbra (1991) para as rochas terrígenas e
inclui a assertiva de Weska (1996) para as rochas magmáticas aflorantes na bacia. Assim, o Grupo
Manso na área de estudo se constitui de: (a) rochas magmáticas e vulcanoclásticas encerradas na
Formação Paredão Grande; esta é contemporânea e se intercala em sua porção mais basal à (b)
Formação Ribeirão Boiadeiro; sobre estas, por contato discordante paralelo, ocorre (c) a Formação
Cambambe e por fim a Formação Cachoeirinha, depositada em algum tempo após o principal episódio
de laterização da Bacia Cambambe e arredores.
Figura 1.4 – Quadro da estratigrafia da Bacia Cambambe a partir da integração dos trabalhos de
(Coimbra, 1991), (Weska, 2006) e (Silva, 2014). As fases tectônicas foram interpretadas a partir dos
conceitos de (Allen & Allen, 2005).
A Formação Paredão Grande foi proposta por Weska (1996) para agrupar rochas piroclásticas
grossas e finas, derrames e diques associados que ocorrem nos munípios de Chapada dos Guimarães,
9
Dom Aquino, Paranatinga, Poxoréu, distrito de Paredão Grande e Colônia Indígena Meruri. As
principais rochas hospedeiras destes corpos são o Grupo Cuiabá e as formações Aquidauana, Botucatu
e Ribeirão Boiadeiro. Aqueles autores propõem que a Formação Paredão Grande está relacionada à
primeira fase rúptil do rifte Rio das Mortes (Weska, 2006) e que a fase principal ocorreu por volta de
83,9 ± 0,4 Ma (método 40
Ar/39
Ar, Gibson et al., 1997). Segundo Gibson (1997), os diques e lavas são
caracterizadas por elevados teores de SiO2 (53 ± 56% do peso) e Na2O + K2O (5 ± 7% em peso)
classificadas como basalto-trachyandesitos e trachyandesitos.
A Formação Ribeirão Boiadeiro foi proposta por Coimbra (1991). Ela engloba conglomerados
polimíticos com clastos abundantes de rochas vulcânicas e arenitos mal selecionados róseos a
vermelhos. Esta descrição corresponde às fácies Quilombinho e Cachoeira do Bom Jardim,
respectivamente, identificadas por Weska (1987) que, contudo não chegaram a ser formalizadas como
unidades estratigráficas no trabalho de então. A deposição da Formação Ribeirão Boiadeiro é correlata
à atividade vulcânica da Formação Paredão Grande, uma vez que os seus sedimentos também são
cortados por diques. A fácies Quilombinho se constitui de conglomerado polimítico, argilito e arenitos
conglomerático, siltitos e arenitos conforme descrito por Weska (1996, 2006). As camadas possuem
geometria lenticular, secundariamente tabular. A fácies Cachoeira do Bom Jardim constitui-se de
conglomerados polimíticos, compostos por seixos e matacões de arenitos, quartzo, quartzarenitos e por
rochas ígneas de natureza básica. O cimento é principalmente carbonático. As estruturas primárias são
lâminações plano-paralelas e estratificações cruzadas, cruzadas acanaladas a tangenciais. As calcretes
ocorrem em bancos espessos interdigitados nos arenitos e argilitos conglomeráticos, em arenitos e
arenitos argilosos. As cores dos pacotes são vermelha, rosa e branca (Weska, 1987, 2006). Estas fácies
correspondem a um sistema de leques aluviais, na qual a Fácies Quilombinho corresponde a porções
proximais de leques aluviais, e a Fácies Cachoeira do Bom Jardim representa as porções
intermediárias de leques aluviais em clima semi-árido (Weska, 1987).
A Formação Cambambe possui contato discordante paralelo com a Formação Ribeirão
Boiadeiro, e com a Formação Botucatu e discordante angular com o Grupo Cuiabá. O contato superior
é discordante com a Formação Cachoeirinha. Esta formação é constituída por arenitos de cores
predominantes branca, creme e cinza com raros conglomerados polimíticos, e em pacotes, o arcabouço
aberto (Weska, 2006). Esses depósitos foram interpretados por Weska (1996) como porções distais de
um sistema de leques aluviais desenvolvidos em clima semi-árido a extremo árido.
Posterior à sequência cretácea ocorreu a deposição da Formação Cachoeirinha de idade do
Terciário recobrindo os sedimentos cretáceos por discordância erosiva. Coimbra (1991) relaciona esta
sedimentação a uma deposição posterior à principal atividade tectônica da Antéclise de Rondonópolis.
Schneider et al. (1974) proprôs que a Formação Cachoeirinha teve sua origem em um ambiente fluvial
sob condições climáticas oxidantes.
10
11
CAPITULO 2
FÁCIES SEDIMENTARES
Na bacia Cambambe, foram visitados mais de uma centena de pontos para se observar a
constituição física das rochas cretáceas existes. Predominam arenitos e conglomerados, pelitos são
pouco expressivos.
Os afloramentos podem chegar a poucas dezenas de metros, mas raramente ultrapassam os
dois metros de espessura. O mais comum na área de estudo foi sua ocorrência como pisos chatos e
delgados solos residuais que permitiam inferir a rocha sedimentar protolítica. Os afloramentos
descritos são esquematizados através de seções estratigráficas (Figura 2.1) e uma seção geológica
(Figura 2.2) confeccionada para retratar a geologia local. A seguir são descritas as fácies observadas
na área de estudo e sua interpretação paleoambiental.
2.1- Fácies conglomerado polimítico
Ela se constitui de blocos e matacões, bem arredondados, de composição variada em que se
destacam rochas vulcânicas diversas (p.e., tufos e ignimbritos argilizados com estruturas de vesículas e
amígdalas); e também seixos de quartzitos, arenitos (provavelmente jurássicos), quartzo leitoso e
raramente xisto ou filito (Figura 2.3). Esta fácies se distribui por toda a área de estudo, ainda que sua
fácil alteração dada a constituição do seu arcabouço torne sua distinção não tão fácil. Nos raros
afloramentos em que se pode observar o empilhamento de suas camadas, notou-se que suas espessuras
são desde centimétricas até 3 m. Não são notadas estruturas primárias. Por causa disso, não se tem
notas do paleofluxo desta fácies. A geometria é tabular com certa uniformidade na espessura e não há
uma trama que se destaque no conjunto dos clastos do conglomerado. Esta fácies é identificada na
base dos pacotes rochosos e no topo é ausente.
2.2- Fácies conglomerado oligomítico
É constituída por de blocos e matacões, bem arredondados, quartzitos e quartzo leitoso
identificados nas seções de topo na área de estudos. Nos afloramentos a qual esta fácies foi observada
ela varia de centímetros a no máximo 2 metros, a geometria pode ser lenticular ou tabular, não é
possível medir paleofluxo desta fácies.
12
Figura 2.1 – Distribuição arquitetônica dos perfis estratigráficos descritos.
13
Figura 2.2– Secção geológica entre os rios Casca e Quilombo.
Figura 2.3: (A): Blocos e matacões, bem arredondados, de composição variada de rochas vulcânicas
diversas (p.e., tufos e ignimbritos argilizados com estruturas de vesículas e amígdalas); e seixos de
quartzitos, arenitos, quartzo leitoso e raramente, xisto ou filito. (B): Em destaque a geometria é tabular
com certa uniformidade na espessura e não há uma trama que se destaque no conjunto dos clastos do
conglomerado.
2.3- Fácies arenito
Esta é a fácies mais abundante na área de estudo. Pode ser dividida em duas classes: litarenitos
e quartzarenitos.
Litarenitos: Em campo, são róseos com outras cores subordinadas, granulometria média em
matriz silto-argilosa. Contudo, são mal selecionados com presença comum de seixos e blocos
dispersos em meio ao litarenito, em geral, litoclastos de vulcânicas. Esta fácies possui estruturas
sedimentares diversas e geometria tabular com eventual espessamento e adelgaçamento lateral. Ela
14
possui restos de fósseis de dinossauros terrestres (Figura 2.4 A) e porções marcadas por cimentação
intensa de sílica e de carbonato. As espessuras são variadas: onde é possível notar o contato das
camadas de arenito, nota-se que estas têm espessuras desde centimétricas até 1 m (Figura 2.4 B); onde
não se nota o contato das camadas de arenito entre si, esta fácies podem chegar à dezena de metros de
espessura, nesta condição, em geral, possui aspecto maciço. Nas camadas mais delgadas podem ser
observadas estruturas sedimentares: 1) laminação plano paralela com linhas de minerais pesados; 2)
laminação cruzada de baixo ângulo; 3) acamamento amalgamado (camadas de 5 a 10 cm; ou ainda); 4)
estratificação cruzada tabular tangencial são raramente vistas, provavelmente por causa da alteração
da rocha e afloramentos pouco preservados; 5) formação de raras almofadas e estruturas de
sobrecarga; 6) depósitos residuais de seixos e grânulos; 7) fraturamento e brechamento por exposição
com formação de vênulas brancas; 8) superfícies de acamamento e de reativação realçadas pela
presença de filmes e lâminas de sílica em meio ao arenito maciço; e 9) vênulas horizontais e oblíquas
com textura boxwork. Ocorrem também tubos de quase 30 cm de comprimento, ornamentados,
ramificados em Y invertido e com parede espessa de ate 8 mm. O centro do tubo é preenchido com
cimento de carbonato.
Quartzoarenito: Em campo, têm cor de laranja a vermelho, são preferencialmente friáveis,
livres de matriz, moderadamente a bem selecionados e maciços. Tal qual a fácies litarenito, também
apresenta grânulos e mais raramente seixos dispersos. Estes clastos, contudo, tendem a ser de silexito
e, mais raro, apenas de quartzo (composição oligomítica). Estas camadas ocupam uma posição
estratigráfica preferencial: ocorrem nas porções mais altas da seção geológica estudada. Nestes, as
camadas são delgadas (até 10 cm), formando pacotes amalgamados ou com granodecrescência. No
topo das camadas granodecrescentes, pode ocorrer filmes de pelitos com delicadas estruturas antigas
de gretação.
A bioturbação também é notada eventualmente nas camadas de quartzarenito. Elas se
caracterizam como tubos verticais a oblíquos, de 2 a 3 cm de tamanho, difusos e quase indistintos. Ou
em camadas com aspecto mosqueado ao lado de marcas de raízes parcialmente silicificadas. Estruturas
biogênicas não são incomuns e se mostram como: tubos verticais e ramificados, silicificados, sem
ornamentação e com preenchimento idêntico à rocha hospedeira; e) como icnofósseis semelhantes aos
traços deixados por inseto (besouro ou formiga) (Figura 2.4 C).
15
Figura 2.4: (A) Restos fósseis de dinossauros terrestres encontrados na área de estudo. (B) Camadas com
espessuras variadas, onde é possível notar o contato das camadas de arenito, nota-se que estas têm
espessuras desde centimétricas até 1 m. (C) Icnofósseis semelhantes aos traços deixados por inseto
(besouro ou formiga).
2.4 - Fácies siltitos e pelitos
Siltitos e pelitos. São raras estas camadas e quando ocorreram, estiveram associadas com os
litarenitos. Apresentam cor rósea e camadas de poucos centímetros de espessura. Internamente, pode-
se notar laminação plano paralela, embora seja mais comum estas camadas serem maciças. O
fraturamento é uma estrutura comum nestas camadas e leva à disjunção estrutural da camada e
formação de estruturas do tipo peds (Figura 2.5) tanto verticais quanto horizontais. Ao longo dos
planos de fratura, ocorre intensa lixiviação. Estas camadas possuem aspecto mosqueado ao lado de
marcas de raízes parcialmente silicificadas.
16
Figura 2.5: Siltito, fragmentado e com disjunção estrutural da camada e formação de estruturas do tipo
peds tanto verticais quanto horizontais.
2.5- MODELO PALEOAMBIENTAL
Historicamente, os depósitos do Cretáceo aflorantes no município de Chapada dos Guimarães
têm sido atribuídos à evolução de ambientes continentais de um sistema aluvionar (Weska, 1987;
Coimbra, 1991).
Na área de estudo, os resultados obtidos permitem inferir uma distribuição de fácies conforme
o modelo de Stanistreet & McCarthy (1993), ou seja, os depósitos de fluxo detrítico com intercalações
de fluxo turbulento, são correspondentes aos depósitos proximais ou superiores que estão localizados
próximos à escarpa, seguidos por depósitos de fluxo turbulento e na porção mais distal, predominam
os depósitos de canais e paleossolos.
Estas fácies apresentam depósitos com geometria tabular ou lenticular em escala de campo,
ora com certa uniformidade na espessura, ora com eventual espessamento e adelgaçamento lateral,
aliado à trama livre de organização espacial dos grãos, sendo assim, sugere que seja uma porção mais
espraiada, proximal a mediana deste sistema de ambientes aluvionares. O sistema aluvionar se
caracteriza pelo ajuntamento de ambientes subaquosos, subaéreos e um misto entre ambos que se
interdigitam continuamente no tempo.
Nas associações de fácies possuem o predomínio camadas arenosas, com geometria tabular ou
lenticular, espessas, muitas vezes bioturbados, com pequenos canais. Os ambientes sedimentares
conforme Williams et al. (1970) existe durante um período de tempo considerável e por toda uma área
17
também considerável, que pode variar dentro de limites no tempo para outro ambiente. Por tanto, é
sugerido que os depósitos sobrepostos aos leques aluviais gravitacionais e fluviais sejam separados
temporalmente entre si por uma discordância.
No caso dos leques aluviais, o ambiente tende a ser raso com formação de pequenas praias
sobre barras laterais, por exemplo, o que se denota pelo registro das camadas de litarenito com
laminação plano-paralela com minerais pesados. Os minerais pesados são retrabalhados desta forma
apenas na região de espraiamento da corrente sobre a barra ao estilo depósito de placer em praias. As
estruturas de almofadas e estruturas de sobrecarga são condizentes com um ambiente subquoso, mas
sujeito a inundações repentinas que trazem pulsos bruscos de areia com densidade maior comparada
àquela dos sedimentos depositados na bacia. A deposição destes faz com que as camadas arenosas
recém-depositadas afundem no leito pré-existente e deixe como marcas as estruturas de sobrecarga. As
feições silicificadas e carbonatadas representam manisfestações diagenéticas.
A ocorrência de fósseis de dinossauros está restrita ao ambiente terrestre e isto mostra que,
além de tudo, o ambiente tendia a ter comumente o leito arenoso exposto à intempérie. Nos depósitos
de ambiente fluvial também é comum encontrar registro de exposição subaérea na qual se
proporcionou as condições para desenvolvimento de uma paleofauna registrada através icnofosseis de
tubos de inseto como aqueles encontrados na área de estudo com quase 30 cm de comprimento,
ornamentados, ramificados em Y invertido e icnofósseis semelhantes aos traços deixados por besouro
ou formiga.
Os depósitos de leques aluviais possuem um padrão de canais mais distributários que
tributário conforme Miall (1990). Esta arquitetura das fácies sugere que o leque aluvial desenvolvido
era dominado por gravidade com declividades superiores a 1,5º (Assine, 2008). Nestes depósitos a
proximidade com a área-fonte é apontada pela presença abundante de clastos extraformacionais de
rochas metamórficas tais como quartzitos, vulcânicas e filitos.
A mudança de um arcabouço com abundante presença de clastos de vulcânicas como
ignimbrito, tufos e basaltos e por litarenito mal selecionado com presença frequente de seixos e blocos
dispersos, para um arcabouço onde as rochas vulcânicas são ausentes ou muito raras e a redução da
variedade de rochas metamórficas reforça a interpretação de campo na qual foi inferida uma
discordância entre dois pacotes de rochas, sendo os pacotes inferiores atribuídos à Formação Ribeirão
Boiadeiro e os superiores à Formação Cambambe.
A deposição da Formação Ribeirão Boiadeiro ocorreu simultânea à atividade vulcânica da
Província Ígnea do Poxoréu representada pela Formação Paredão Grande com idade 83,9 +- 0,4 Ma
(Ar40/Ar39) datado por Gibson et al. (1997), com isso pode-se sugerir que estas duas formações se
desenvolveram nos andares Santoniano até o Campaniano.
18
O desenvolvimento da bacia prosseguiu no cretáceo com a deposição da Formação Cambambe
cuja litoestratigrafia permite posiciona-la nos andares Campaniano/Maastrichtiano devido à existência
de conteúdo fóssil cretáceo e por estar posicionada sobre a Formação Ribeirão Boiadeiro.
Os depositos descritos foram interpretados como associações de fácies que representam
paleoambientes de fluxo de detritos, colapso de fluxo turbulento, paleossolos e preenchimento de
canais (Figura 2.6). Estas associações estão descritas a seguir:
Figura 2.6: Relação entre unidades estratigráficas, ambientes e fácies sedimentares.
2.5.1 - Paleoambiente De Fluxo De Detritos
Na área estudada, os conglomerados polimíticos e os litarenitos maciços com seixos e blocos
de origem variada marcam depósitos de fluxo de detritos. Nesta associação de fácies, o litarenito tende
a ser vermelho mais que róseo. Eles ocorrem ao longo de todo o depósito da Formação Ribeirão
Boiadeiro e estão restritos a esta formação. Aparentemente, são mais abundantes na sua porção
inferior onde podem alcançar até 10 m de espessura (ponto m49) com a repetição do par
conglomerado-litarenito (Figura 2.7). As fácies desta associação paleoambiental caracterizam fluxo de
alta viscosidade e energético, registrado por meio da organização granodecrescente dos pares
conglomerado-litarenito e a estrutura maciça destes pares. Nestes, o litarenito tende a apresentar seixos
e blocos de mesma composição do conglomerado dispersos dentro de suas camadas. No fluxo de
detritos, os seixos e blocos são levados por arraste, rolamento e saltação. O material arenoso, por sua
vez, corresponde à carga de suspensão aprisionada na zona basal do fluxo turbulento de mais baixa
velocidade (Giannini & Ricominni, 2000). A espessura de até 10 m pode indicar um fluxo de longa
duração ou intensa recorrência do fluxo de detritos em tempo muito curto.
2.5.2 - Colapso de fluxo turbulento
Esta associação de fácies também está restrita à Formação Ribeirão Boiadeiro. O
paleoambiente se caracterizava pela agradação de camadas (menores que 10 cm) de litarenito fino a
médio, maciço que formavam acamamento amalgamado. Ela se posiciona imediatamente acima do
depósito de fluxo de detritos e forma um pacote de até 3 metros. A inibição na formação de estruturas
sedimentares em camadas de arenitos amalgamados é uma resposta ao processo de fluxos turbulentos
19
(p.e., o fluxo de detritos) de longa duração (Kneller & Branney 1995; Camacho et al. 2002), como no
caso da área de estudo, mas com alta taxa de sedimentação. Ela representa uma zona de transição entre
o fluxo de alta viscosidade e o meio deposicional subsequente menos energético.
Figura 2.7 – Detalhe dos clastos e matacões, abundantes na sua porção inferior onde podem alcançar até
10 m com a repetição do par conglomerado-litarenito.
2.5.3 - Paleoambiente de paleossolos
A formação de paleossolos é comum em depósitos aluvionares. Na área de estudo são
encontrados nas formações Cambambe e Ribeirão Boiadeiro, contudo predominam na segunda
unidade. Dois tipos paleossolos podem ser notados hidromórfico e não hidromórfico:
O palessolo hidromórfico é uma mistura de sedimentos finos (areia muito fina e silte) sem
preservação de estruturas primárias e estrutura secundária tubular vertical impregnadas por oxi-
hidróxidos de ferro que dão destaque a estes túbulos pela cor marrom em meio a matriz cinza clara. Os
túbulos são descontínuos, mas são notados ao longo de toda camada que pode atingir até 2,2 m de
espessura. Os túbulos tem diâmetro de poucos centímetros (até 4 cm). Esta associação de paleossolo
hidromórfico é restrita e ocorreu apenas em um ponto (m49) imediatamente acima dos depósitos de
fluxo de detritos. A presença de túbulos verticais impregnados com oxi-hidróxido de ferro e o aspecto
maciço pela perda da estruturação primária atestam a condição de alteração pós-deposicional. A
formação de estruturas verticais e a impregnação são comuns em ambientes subaquoso em que o
rebaixamento do nível de base ou o deslocamento das fácies de águas mais profundas torna o ambiente
mais favorável a condições paludais. Nestas condições, é comum o Eh favorecer o deslocamento do
20
íon Fe na forma reduzida ao longo dos túbulos durante o nível mais elevado da água. Com o
rebaixamento, as condições tornam-se mais oxidantes e os túbulos são “tingidos” de marrom pela
precipitação de oxi-hidróxido de ferro. A matriz é preservada com a cor de lixiviação, ou seja, o pálido
cinza claro. A continuação deste processo leva à formação de um horizonte mosqueado e nodular de
ferro semelhante à plintita (Verrechia, 2007). A preservação deste horizonte de paleossolo
hidromórfico em fase juvenil sem evoluir para o horizonte mosqueado é atribuída à mudança na taxa
de sedimentação. Sobre os depósitos do paleossolo hidromórfico desenvolvem-se os depósitos de
preenchimento de canais o que condiz com uma mudança no estilo deposicional da bacia neste
momento.
Paleossolo não hidromórfico é o mais comum na área de estudo. Este paleoambiente é
registrado por meio do litarenito fino com estruturas tipo peds, siltito e pelito também com peds,
mosqueamento com marcas de raízes e fraturamento por dissecação. Seus depósitos são mais espessos
com espessuras que podem chegar a poucos metros. Fraturas com intensa lixiviação são atribuídas ao
processo de pedogênese. Nesta condição, o fraturamento e brechamento observados em camadas pré-
existentes de siltito e arenito são atribuídos à exposição subaérea. A formação de vênulas brancas e
calcretes (Figura 2.8) identifica em campo, com descrição petrografia realizada em laboratório
notando-se estágios de desenvolvimento de paleossolos retratados por variações nas laminas de
carbonatos. Nestas camadas faz parte do processo pedogênico e são comumente referenciados como
platy peds horizontais (Basilici & Dal’Bó., 2010); além disso, ocasionalmente estas vênulas podem
formar textura boxwork. Estruturas biogênicas não são incomuns e se mostram como: 1) tubos
verticais e ramificados, silicificados, sem ornamentação e com preenchimento idêntico à rocha
hospedeira; e 2) como icnofósseis semelhantes aos traços deixados por inseto (besouro ou formiga).
Neste caso, o lençol freático provavelmente está muito rebaixado o que favoreceria pacotes mais
espessos de paleossolos e a proliferação de animais como insetos e besouros ao longo do sedimento
em alteração. Estas fácies marcam uma parada deposicional do meio com eventual exposição a
processos intempéricos com fraturamentos, brechação, gretamento e proliferação de vegetação.
2.5.4 - Paleoambiente de preenchimento de canais
Não é fácil observar este paleoambiente na área de estudo. Embora sejam muito comuns em
sistemas aluvionares, nos depósitos cretáceos da Bacia Cambambe, eles são restritos à porção superior
das regiões de Rancho Queimado, Múcio Albernaz e ponto m49 (Figura 2.9). Formam-se nestes,
pacotes com poucos metros de espessura e a geometria de canal é apenas sugerida pela disposição das
camadas já que a continuidade lateral dos afloramentos não permitiu que fosse notada.
21
Figura 2.8: A formação de calcretes, de coloração branca, nestas camadas faz parte do processo
pedogênico.
As camadas se caracterizam como barras de areia, ora com adelgaçamento e espessamento
lateral (ponto m49), ora com bases escavadas côncavas marcadas por depósitos residuais de seixos
com topo chato (demais pontos citados). O arenito mostra estruturas plano paralelas e até
estratificação cruzada de baixo ângulo. As camadas mais delgadas de litarenito também mostram
estruturas centimétricas semelhantes às de sobrecarga. Por fim, arenito com estratificação cruzada
tabular tangencial é notada embora não seja comum. Os depósitos de preenchimento de canal ocorrem
imediatamente acima da associação de fácies de fluxo de detritos, colapso de fluxo turbulento ou
também imediatamente acima da próxima associação a ser apresentada que fora atribuída à
paleossolos. Esta posição estratigráfica sugere que os canais da área de estudo (provavelmente
entrelaçados, já que não se notaram depósitos de planície de inundação nas sucessões estudadas)
representam o retorno às condições normais de deposição após a desestabilização dos taludes aluviais
e o retrabalhamento parcial dos depósitos destes taludes. As fácies de fluxo de detritos e
preenchimento de canal se alternam ao longo da sucessão estudada, sendo que os depósitos de
preenchimento de canal tendem a ser menos expressivos.
22
Figura 2.9 – (A) As camadas se caracterizam como barras de areia litarenítica, ora com adelgaçamento e
espessamento lateral, ora com bases escavadas côncavas marcadas por depósitos residuais de seixos com
topo chato. (B) A mudança da constituição do arcabouço litológico de litarenito (II) para (I) sugere um
intervalo de tempo entre as duas deposições, ou seja, uma discordância. (C) associado ao paleoambiente
de preenchimento de canais.
23
CAPÍTULO 3
PETROGRAFIA
As lâminas descritas são de silexito, carbonatos, litarenito, sublitarenito e quartzo-arenito.
Provenientes de diversos perfis geológicos de varias porção do arcabouço estratigráfico da Bacia
Cambambe.
3.1 - SILEXITO
Foi descrita apenas uma lâmina (633-2) de silexito (Figura 3.1) composto por diversas
gerações de cimento: 1) cimento de calcedônia (Figura 3.2), com cristais cripto e microcristalino
constituindo a maior parte da lâmina, 2) cimento de oxido de ferro formando uma cutícula no entorno
dos poros ou disseminado no entorno do cimento de quartzo prismático, 3) quartzo prismático micro e
mesocristalino (Figura 3.3) preenchendo as bordas internas dos poros da lâmina, 4) quartzo
macrocristalino preenchendo o interior de parte dos poros existentes na lâmina. A lâmina apresenta
poros agigantados e em galerias (tipo “vug”) marcado por reentrâncias e contornos agudos, alguns
poros se encontram sem preenchimento. A lâmina descrita foi coletada na porção superior do
arcabouço estratigráfico da Bacia, na localidade do Morro Branco.
3.1.1 - Interpretação
O silexito é constituído na maior parte por cimento de calcedônia, que teve sua origem
provavelmente relacionada à substituição e dissolução dos grãos e da matriz pré-existentes de uma
rocha calcária. Os poros agigantados indicam que esta rocha esteve exposta em ambiente vadoso.
Williams et al. (1970) sugere que os óxidos férricos, disseminados indicam condições
fortemente oxidantes. Para entender a origem das diferentes cimentações de sílica é preciso entender
sobre como este elemento se comporta nas diferentes condições físico-químicas. A solubilidade da
sílica amorfa se modifica de acordo com o pH da solução conforme demonstrado por Friedmann &
Sanders (1978). Além disso, Bjorlykke & Egberg (1993) demonstram também que a solubilidade da
sílica é ainda controlada pela temperatura. Batezelli et al. (2005) relaciona a variedade de sílica amorfa
criptocistalina à concentração de Si dissolvido na água de formação com os processos de
palagonitização dos vidros vulcânicos com a perda de íons de Si, Al, Ca, K e Mg.
O primeiro fluido a percolar pelos poros durante a eodiagênese estava saturado com oxido de
ferro e sílica, e gerou a cimentação da cutícula de oxido de ferro. Posteriormente, as relações de
tempo, pressão, pH, temperatura e da disponibilidade de sílica no ambiente geraram o cimento de
quartzo prismático e quartzo macrocristalino. Em alguns interstícios entre os grãos, não ocorreu à
24
formação destas fases de cimento, isso pode ter ocorrido devido os fluidos, que eram responsáveis pela
cimentação, não terem percolado nestes poros.
Figura 3.1: (A) Cimento de oxído de ferro em forma de cutícula no entorno dos poros agigantados, nicóis
descruzados, objetiva de 5x. (B) Detalhe da cimentação de calcedônia, nicóis cruzados, objetiva de 10x. (C)
Poros agigantados preenchidos por cimentação de quartzo em franja prismático (I) na borda do poro e
por quartzo macrocristalino (II) preenchendo o restante do poro, nicóis cruzados, objetiva de 5x.
3.2 - CARBONATOS
Foram descritas 4 lâminas (111 A, 86, 631-2, 630-1) de carbonatos, classificadas de acordo
com Folk (1968) e Dunham (1962). Destas 3 lâminas foram classificadas de acordo com a sua textura
como wackestone (86, 631-2 e 630-1) e 1 como mudstone (111 A). Em relação à composição, foram 3
lâminas (86, 631-2 e 630-1) classificadas como extramicrite e uma das lâminas não foi possível
25
classificá-la. Estas rochas correspondem a depósitos da Formação Ribeirão Boiadeiro, porção inferior
da sequência-vulcano sedimentar.
As lâminas apresentam entre 40% e 1% da rocha proveniente da natureza a 60% e 99% de fase
de ligação, esta é constituída entre 55% e 5% de Sparite, 70% e 15% de Microsparite e 70% e 17% de
Micrite, a tabela (Figura 3.2) apresenta a proporção de cada lâmina. Nestas lâminas foram encontrados
grãos disperso de quartzo, Silexito, quartzo rutilado, quartzo com extinção ondulante, quartzo
policristalino, quartzo com inclusão de clorita, opacos, siltito, vulcânicas e quartzito. A dimensão dos
grãos varia de 0,05 à 7 mm, e predominam os grãos arredondados e sub-arredondados.
São descritas estruturas reliquiares que podem ser relacionadas à atividades biológicas durante
o inicio do processo de diagênese (eodiagênese). A distribuição dos grãos terrígenos ocorre de forma
não homogênea, são encontradas estruturas de corrosão, com dissolução das bordas dos grãos de
quartzo. Em algumas lâminas são encontrados envelopes de calcita prismática no entorno dos grãos e
também é descrito inclusão de carbonatos em forma de “displace”, ocorrendo após a solidificação a
precipitação e recristalização do carbonato em lâmina pouco espessa de sedimentos, em zona vadosa
ou exposta totalmente. Ocorre cimentação de sílica no entorno de alguns grãos ou preenchendo
fraturas (quartzo ou opala), cimentado de oxido de ferro (Figura 3.5). Podem ocorrer variações na
cristalinidade da cimentação carbonática (Figura 3.6), sendo descrito fendas circogranular, aspectos
nodular, micrito escuro, com matéria orgânica com porosidade irregular. São descritas secção
transversais de uma paleo-raiz (Figura 3.6), estruturas biogênicas reliquiares (Figuras 3.8) e a
existência de fraturas preenchidas por arenito fino a muito fino constituído por quartzo, filito,
vulcânicas, tufo, opacos e pertita.
Figura 3.2: Tabela com a proporção dos constituintes das rochas carbonáticas.
3.2.1 - Interpretação
As marcas de raízes, gretas preenchidas e estruturas biogênicas são alguns dos elementos que
possibilitam a interpretação dos carbonatos descritos neste trabalho como diferentes estágios de uma
série de paleossolos. A lâmina 111-A representa o estágio mais desenvolvido destes paleossolos e a
lâmina 86 representa o estágio menos desenvolvido. O ambiente era provavelmente de clima seco,
26
devido a intensa evaporação e mudança de pressão parcial do CO2 que leva à acumulação de CaCO3
nos solos de regiões mais secas (Batezelli et al. 2005).
Figura 3.3: Microfotografias tiradas com nicóis descruzados, objetiva de 5x. (A)Brechação, do carbonato,
com duas constituições distintas na fotografia: I) Carbonato com matriz micrítica, fase de ligação de
calcita e calcita espática; II) horizonte brechificado com grãos de rochas siliciclásticas cimentados por
oxido de ferro. (B) Inclusão de carbonatos em forma de “displace”, ocorrendo após a solidificação à
precipitação e recristalização do carbonato em lâmina pouco espessa de sedimentos, em zona vadosa ou
exposta totalmente. (C) Paleossolo, com calcrete muito bem desenvolvida, com substituição quase que total
da rocha por carbonato, com marcas de raízes (setas brancas) em perfil vertical. (D) Em destaque na
porção central, uma estrutura biogênica (seta, colônia de bactéria) desenvolvida em um perfil de calcrete
em um paleossolo.
A cimentação de óxido de ferro preenche as gretas formadas durante o período de seca. A
cimentação de calcita ocorre sob a forma de fases de ligação e como calcita espática e a calcita
micrítica, e também as diferenças de cristalinidade permitem sugerir que os paleossolos tiveram
diferentes graus recristalização durante os processos de diagênese. Esse processo se desenvolve través
da cimentação e substituição em meio com solução saturado em CaCO³ (Goudie, 1973). A textura
poiquilotópica descritas em parte da cimentação de calcita existente nos paleossolos também é descrita
em litarenitos e também pode ser encontrada em quartzarenitos da Bacia do Cambambe. Batezelli et
al. (2005) relaciona esse processo de cimentação a mesodiagenese. Ribeiro (2001) propõe que calcita
possa ser resultado de rápida precipitação a partir de soluções supersaturadas. A cimentação de
quartzo e opala preenchendo fraturas estaria relacionada aos processos diagenéticos que ocorrem
27
posterior ao momento inicial da diagênese, provavelmente na telodiagênese. Argumentam para essa
interpretação a incompatibilidade entre fluidos ricos em sílica e os fluidos carbonáticos e também o
fato de a segunda destas ocorrer preenchendo fraturas, cortando as cimentações anteriores e
demonstrando que esta foi à última fase a se constituir.
3.3 - LITARENITOS
Foram descritas 9 lâminas de litarenito (103-A, SN-1, 633-1, 631-1, 103-C, 631-3, 115-A, 49-
29, 632-1). O litarenito é constituído por 65% à 35% de litoclastos e de 65% a 35% mineraloclastos.
Em algumas lâminas ocorrem grânulos dispersos com dimensão superior a 15 mm. Os litoclastos
(Figura 3.4 A) encontrados são rochas vulcânicas, tufos, quartzo policristalino, quartzito, silexito,
siltito, filito e ignimbrito. E os mineraloclastos descritos são quartzo, pertita, opacos, albita,
microclina, turmalina e clorita. No que diz respeito à maturidade, o litarenito mostrou baixo teor de
matriz (em média menor que 2%) com valor máximo de até 7%; a seleção dos seus grãos foi moderada
a mal selecionada (nenhuma das seções delgadas se mostrou bem selecionada); e o arredondamento
dos grãos variou entre arredondados a subarredondados. Os contatos flutuantes e pontuais
predominam nas rochas de litoarenitos, conforme apresentado na tabela (Figura 3.5).
Os grãos de quartzo variam de bem arredondados a grãos angulosos. Pode ocorrer
preenchimento por quartzo microcristalino com aspecto fibroso provavelmente associado a incremento
de compactação. Foram descritos 6 tipos de cimentos distintos: 1) cimento de oxido de ferro disperso
(Figura 3.4 C) ou formando filmes e aureolas no entorno dos grãos; 2) Cimento Argilo carbonatado
(Figura 3.4 B); 3) cimento de calcita formando franjas (Figura 3.4 D) no entorno de alguns grãos; 4)
Cimento de calcita espática em forma de mosaicos macrocristalinos a microcristalinos; 5) Cimento de
opala no entorno de alguns grãos e preenchendo fraturas; e 6) Cimento de sílica. É encontrado quartzo
com extinção ondulante, as lâminas apresentam um arcabouço mal selecionado e mal calibrado. São
descritas zonas com brechação. Ocorre grãos de quartzo com inclusões de clorita ou rutilo, grãos com
extinção ondulante. Podem ocorrer lâminas com uma quantidade significativa de fase de ligação
matriz para cimento de calcita. O cimento de calcita em algumas lâminas passou por um processo de
dolomitização parcial. Quanto a matriz, ela é encontrada na forma de siltica, matriz de calcita micrítica
e matriz clástica. A tabela (Figura 3.6) mostra a relação proporcional entre cimento e matriz com o
restante dos constituintes da rocha. Entre os grãos predominam os grãos arredondados a sub-
arredondado, conforme apresenta a tabela (Figura 3.7).
28
Figura 3.4: (A) Arcabouço formado por litoclastos e mineralocastros, grãos recobertos por cutícula de
óxido de ferro e cimentação de calcita espática preenchendo os espaços entre os grãos, nicóis descruzados,
objetiva de 5x. (B) Litoclastos circundados por envelope de cimento argilo-carbonatado (seta), nicóis
descruzados, objetiva de 10x. (C) Litoclastos de rocha vulcânica, recoberto por cutícula de oxido de ferro,
nicóis descruzados, objetiva de 40x. (D) Fragmento de tufo (seta), circundado por cimento de calcita em
forma de franja, e cimento de calcita espática em forma de mosaicos, nicóis descruzados, objetiva de 5x.
Figura 3.5: Tabela com a relação da porcentagem dos contatos em cada uma das lâminas.
29
Figura 3.6: Porcentagem de cimento e matriz nas lâminas de litarenito.
Figura 3.7: Relação da porcentagem do arredondamento em cada uma das lâminas.
3.3.1 - Interpretação
O litarenito é constituído por 65% a 35% de litoclastos e de 65% a 35% minaraloclastos
sugerindo que a composição deva ter relação com processos de deposição rápida associado a ambiente
tectonicamente ativo.
A presença de minerais instáveis (Ex. albita) no arcabouço permitem sugerir que estas rochas
foram depositas de forma rápida e que os processos e fluidos que percolaram durante o processo
diagenético não alteraram a composição mineral dos grãos. Os grãos de filitos indicam uma área fonte
metamórfica. A presença de pertita, tufos, ignimbrito e fragmentos de rochas vulcânicas indicam área
fonte de origem ígnea. Os grãos de turmalina estão entre os minerais ultra estáveis sendo comumente
encontrados em rochas sedimentares policíclicas.
Os parâmetros analisados para entender a maturidade textural (i.e., teor de matriz, seleção de
grãos e arredondamento de grãos) permitiram inferir que o litarenito não apresenta evolução de
maturidade simples. Nesta análise, a seleção moderada a ruim de grãos indicaria arenitos submaturos
(cf. Folk, 1968). O arredondamento nas amostras analisadas, por outro lado, apontou para arenitos
supermaturos. Esta incongruência tem sido referida como inversão textural e sua ocorrência atribuída a
30
diferentes possibilidades (cf. Folk, 1968). Na área de estudo, a causa da inversão textural foi a
incorporação de extraclastos mais arredondados (e mais antigos) retrabalhados no ambiente
deposicional, uma vez que a área-fonte do litarenito incluía materiais do Grupo Cuiabá e Formação
Botucatu, além de silexitos e arenitos.
O arredondamento dos grãos predominante é de arredondado a sub-arredondado, essa
característica dos grãos predomina provavelmente devido a ter sido herdada de uma área fonte na qual
as partículas passaram por vários ciclos sedimentares conforme sugerido nos trabalhos de Williams et
al. (1970). Desta forma, sugere-se que cerca de 60% destes grãos tiveram sua origem através da erosão
das rochas da Bacia do Paraná devido a essa ser a província tectônica policíclica, que possui contato
discordante com a bacia do Cambambe na sua porção sul. As outras fontes sugeridas para estes
sedimentos, são as rochas ígneas da Formação Paredão Grande que forneceram os grãos de tufos e
ignimbrito. Para os mineraloclastos de origem metamórfica sugere-se como área fonte as rochas do
Grupo Cuiabá que formam o embasamento regional e possuem contato discordante com a Bacia do
Cambambe na borda oeste e norte. Os contatos flutuantes e pontuais predominando reforçam a ideia
de rápida deposição e permitem corroborar que não ocorreu um processo de compactação expressiva.
As cimentações de oxido de ferro, argilo-carbonatado, calcita em franjas e calcita espática
podem ter a origem a partir da dissolução de fragmentos de rochas (Stradioto et al. 2008) e liberação
de íons de Fe e Ca na agua de formação.
O óxido de ferro possui relação com os processos deposicionais e eodiagenéticos e indicam
condições fortemente oxidantes, pelo menos periódicamente, secos e oxigenados (Williams et al.
1970). A cimentação argilo-carbonatada esta relacionada aos momentos iniciais de soterramento sob a
influencia de fluidos que levaram a uma quantidade de argila se infiltrarem entre os grãos.
A cimentação de calcita em franja ocorre ainda em ambiente eodiagenetico, em condições
vadosas e até mesmo sub-aéreas nos quais o ar e a água coexistem (cf. Flüglel, 1982). Posteriormente,
este ambiente passa a ficar saturado em CO2 e Na+ e precipita a calcita espática em forma de mosaico.
A forma cristalina destas diferentes fases de cimentação ocorreu devido às mudanças de temperatura e
na saturação da água resultados da ampliação da profundidade do soterramento. Bjorlykke & Egberg
(1993) demonstram que a solubilidade da sílica é fortemente controlada pela temperatura. Friedmann
& Sanders (1978) relacionam a solubilidade a variação do pH entre 2 e 8. Desta forma a geração dos
cimentos pode ter relação com mudança das condições de temperatura e do PH da água de formação
durante o processo de diagênese. Já a matriz existente demostra relação com o desenvolvimento de
paleossolos ou com a deposição em ambiente raso.
As cimentações de sílica esta ligada aos processos que ocorreram durante a telodiagênese,
preenchendo as fraturas geradas pelo alívio de pressão litoestática durante fases de soerguimento. É a
31
fase mais recente da bacia que provavelmente teve origem com os processos de formação da Bacia do
Pantanal que levaram a região da Chapada dos Guimarães a se comportar como ombreira (ou talvez
até mesmo contraforte) à formação desta Ussami et al. (1999). A dolomitização representa a mistura
de diferentes aguas de formações ou então uma relação de disponibilidade de Ca++
e Mg++
no ambiente
diagenético em virtude da cristalização de cimentos conforme sugerido por Batezelli et al. (2005) para
arenitos da porção norte e Nordeste da Bacia Bauru.
Os grãos de quartzo variam de bem arredondados a grãos angulosos, demonstrando assim que
tiveram proveniência de diferentes áreas fontes, sendo alguns herdados de outras bacias sedimentares e
outros provenientes de rochas primárias, passando pelo seu primeiro ciclo sedimentar.
3.4 - SUB-LITARENITO
Uma das lâminas confeccionadas foi classificada como sub-litarenito (633-3) de granulometria
média, com grânulos dispersos (Figura 3.8), constituído por mineraloclastos (89%) de quartzo,
minerais opacos, turmalina, rutilo, albita, microclina e granada, adicionados a litoclastos (11%) de
quartzo policristalino, silexito, quartzito, siltito, grauvaca e filito. A fábrica apresenta contatos
pontuais (35%) e suturado (27%), seguidos por contatos longos (22%), flutuante (9%) e plano-
convexo (7%). Quanto ao arredondamento, predominam os grãos arredondados (32%), bem
arredondados (24%) e sub-arredondados (23%) seguidos por subangulosos (12%) e angulosos (9%).
Dimensão dos grãos varia de 0,05 à 3,5 mm, matriz siltica e cimentação de: 1) cimento argilo-
carbonatado preenchendo poros e formando auréolas no entorno dos grãos; e 2) quartzo
microcristalino no entorno dos grãos e em alguns poros. Quartzo com extinção ondulante e com
inclusão de minerais opacos. O cimento representa 6% do total da rocha e a matriz representa 12%. As
amostras que deram origem a essa lâmina são do Morro Branco, na qual afloram sedimentos da
Formação Cambambe.
3.4.1 - Interpretação
O arcabouço apresenta uma contribuição maior de minerais ultraestáveis que o descrito nas
lâminas de litarenito, os fragmentos de rochas descritos são basicamente de rochas sedimentares e
metamórficas, predominam os grãos arredondados e bem arredondados. Devido a quantidade de grãos
arredondados e bem arredondados ser mais significativa nos sub-litarenito que nos litarenito é possível
propor que a Bacia do Paraná passou a ter uma contribuição maior no arcabouço, tendo ainda uma
contribuição significativa das rochas da Faixa Paraguai e sendo pouca a contribuição de rochas de
origem vulcânica. Contudo a presença de albita e microclina ainda demonstra que estas rochas
possuíam alguma área fonte constituída de rochas ígneas, já a granada pode estar associadas à
kimberlitos ao a outras rochas ígneas ou metamórficas. A turmalina e o rutilo são minerais
32
ultraestáveis sendo comum serem encontrados em rochas sedimentares. A fábrica apresenta contatos
pontuais e suturados predominantes diferentemente dos litarenito na onde predominam os contatos
pontuais e flutuantes, isso pode significar uma mudança na seleção dos grãos durante o processo de
transporte, ou seja, uma alteração no ambiente deposicional.
As duas fases de cimentação representam dois momentos distintos. O cimento argilo-
carbonatado foi constituído durante a eodiagênese ainda em zona vadosa. A infiltração mecânica de
argila pode ocorrer durante enxurradas, águas com grande quantidade de carga em suspensão, em
condições de clima seco no ambiente deposicional (Walker et al. 1978 in Batezelli et al. 2005).
Figura 3.8: Grânulo de grauvaca, circundado por cimento argilo-carbonatado, grãos de quartzo e matriz
argilo-carbonatada, nicóis descruzados, objetiva de 5x.
Assim como na cimentação de sílica nas lâminas de litarenito, a cimentação de quartzo
microcristalino teve sua origem durante a telodiagenese, em decorrência da mudança de
disponibilidade de sílica no ambiente e mudanças das condições de pH conforme Friedmann &
Sanders (1978). A matriz síltica e a variedade granulométrica demonstra que o meio de transporte não
realizava de forma eficiente a seleção dos grãos.
3.5 - QUARTZO-ARENITO
Ao todo foram descritas 12 lâminas (92, 124-A, 114-A, 24-A, 103-B, 106, 86-A, 85, 53, M 49,
119-A e 119-B) de quartzo-arenito (Figura 3.9 A e B), fino a médio. Como fração subordinada do
arcabouço observam-se fragmentos de litoclastos (varia de 1% à 4,5%) de siltito, grauvaca, filito,
silexito (Figura 3.9 C), quartzo policristalino e quartzito e por mineraloclastos de opacos, albita,
33
turmalina (Figura 3.9 D), rutilo, microclina, zircão e clorita. Abaixo, a Tabela (Figura 3.10) apresenta
a relação de porcentagem de litoclastos e mineraloclastos em cada lâmina descrita.
O quartzo-arenito mostrou um baixo teor de matriz (em média 4%) com valor máximo de até
15%; predominam os grãos bem selecionados a moderadamente selecionados; arredondados a bem
arredondados.
Figura 3.9: (A) Lâmina de , com poros preenchidos por cimento sílica, destaca-se também a cimentação de
oxido de ferro formando aureolas dentro dos poros e também ocorrendo de forma disseminada, nicóis
descruzados, objetiva de 5x. (B) Grãos de quartzo com corrosão, nicóis cruzados, objetiva de 40x. (C)
Grânulo de Silexito de calcedônia e quartzo micro-cristalino, e grãos de quartzo cimentados por oxido de
ferro, nicóis cruzados, objetiva de 5x. (D) Grão de turmalina com inclusões de rutilo (Seta), nicóis
descruzados, objetiva de 10x.
34
Figura 3.10: Porcentagem de litoclastos e mineraloclastos nas lâminas.
Os contatos pontuais e suturados predominam nos quartzo-arenito, conforme apresentado na
Tabela (Figura 3.11).
Figura 3.11: Relação da porcentagem dos contatos em cada uma das lâminas.
Os grãos variam de arredondamento entre predominante arredondado a bem arredondados,
conforme apresentado na Tabela (Figura 3.12).
35
Figura 3.12: Relação da porcentagem dos contatos em cada uma das lâminas.
Os arenitos podem ter grânulos de siltito de até 10 mm, são maciços, com raras lâminas,
vagamente orientadas, a matriz geralmente ausente (Figura 3.13), quando presente pode ser quartzosa
e síltica, argilosa ou argilo-carbonatada (Figura 3.14 A, B e C). As lâminas possuem 9 tipos de
cimentos distintos: 1) Argilosa ferruginosa disseminado ou com oolitização do cimento formando
auréolas e envelopes no entorno dos grãos; 2) calcedônia, preenchendo poros, em alguns casos o
cimento se forma de apenas um lado do grão (Figura 3.14 D); 3) quartzo prismático no interior dos
poros em forma de franja; 4) quartzo microcristalino disperso ou preenchendo poros, nota-se também
substituição parcial (Figura 3.15 A) em alguns pontos da lâmina do cimento de calcedônia por
cimentos de quartzo microcristalino; 5) quartzo mesocristalino; e 6) cimento de oxido de ferro
disseminado; 7) cimento de calcita espática 8) cimento de calcita em forma de mosaico; e 9) cimento
de opala.
Figura 3.13: Relação entre porcentagem de cimento e matriz nas lâminas de .
36
Figura 3.14: (A) I - Destaque para a cimentação argilo-carnonatada, II - diferentes fases de cimentação da
sílica, nicóis descruzados, objetiva de 5x. (B) Poro preenchido por cimentação de calcedônia, grãos
recobertos por envelope de cimento argilo-carbonatado formando oólitos de cimento no entorno dos
grãos, nicóis cruzados, objetiva de 5x. (C) Cimento argiloso-carbonatado no entorno do litoclastos de
silexito, nicóis descruzados, objetiva de 10x. (D) Grão de quartzo com cimentação de calcedônia em parte
do seu entorno, cimentação típica de ambiente gravítico, nicóis cruzados, objetiva de 10x.
A cimentação de sílica pode ocorrer preenchendo fraturas ou contornando os grãos formando
uma fina cutícula. O cimento de oxido de ferro e argila é encontrado em forma de cutícula no entorno
dos grãos, em alguns casos em meio ao cimento de quartzo microcristalino. O cimento de quartzo
pode formar auréolas de sobrecrescimento em alguns grãos. Ocorrem grãos com filme de óxido de
ferro (Figura 3.15 B). Nódulos ferruginosos com grãos de quartzo, quartzo filoniano ou diaclasio
(Figura 3.15 C). Em algumas lâminas é possível identificar gradação granulométrica. É encontrado
quartzo com extinção ondulante, quartzo rutilado ou com inclusão de clorita e com turmalina. Ocorre a
distribuição não homogênea de cimento devido à granulotriagem existente em zonas de compactação
mecânica ou química. O cimento em algumas lâminas encontra-se mal distribuído (Figura 3.15 D).
37
Figura 3.15: (A) Vista geral de um poro agigantado onde é possível ver a relação das diferentes fases de
cimentação: Cimento argilo-carbonatado (I) no entorno dos grãos, cimento de calcedônia (II) corroído por
cimento de quartzo micro-cristalino (III) correndo a cimentação anterior, nicóis cruzados, objetiva de 5x.
(B) Arcabouço formado essencialmente por grãos de quartzo, cimentados por cimento argilo ferruginoso e
por cimento de sílica, formando estrutura reta, mostrando uma orientação preferencial da cimentação de
sílica, nicóis descruzados, objetiva de 5x. (C) Grãos de quatzo fraturados, recobertos por cutícula de óxido
de ferro e cimentados por cimentos argilo-carbonatado e cimento de sílica, nicóis descruzados, objetiva de
10x. (D) Lâmina com cimento de calcita espática em forma de mosaico e por cimento siltitico-ferroso
preenchendo fraturas e poros, nicóis descruzados, objetiva de 5x.
3.5.1 - Interpretação
A mudança de litarenito para quartzo-arenito demonstra alterações no comportamento da bacia
passando de um ambiente com declives abruptos e deposições próximas a área de erosão, para
depósitos cuja seleção dos grãos em especial quanto a resistência no transporte ocorre com uma maior
eficiência.
O arcabouço apresenta minerais-ultra estáveis e litoclastos provenientes de rochas
metamórficas e sedimentares. A existência de albita e da microclina indica uma provável contribuição
de rochas ígneas, e sugere que o clima predominante era seco e quente, com desenvolvimento de
intemperismo físico.
38
Os contatos predominantes são pontuais e suturados e indicam processos de seleção durante o
transporte e deposição. A ampliação em relação ao litarenito da quantidade de grãos arredondados a
bem-rolado indica uma maior contribuição de rochas policíclicas (cf. Williams et al., 1970).
As diferentes gerações de cimento tem relação com os processos que ocorreram na rocha
durante a eodiagênese, mesodiagênese e telodiagênese. Essa relação é identificada devido a relação de
corte e sobreposições dos cimentos existentes, predominando os cimentos relacionados eodiagênese,
demonstrando assim que estas rochas não passaram por amplos processos de soterramento profundo.
A cimentação argilo-ferruginosa disseminada já descrita nos sub-litarenitos também ocorre nas
lâminas de quartzo- arenito.
Na maioria das lâminas ainda, ocorre a cimentação de sílica sob a forma de calcedônia. Esta
cimentação sobrepõe a fase anterior, contudo, ainda é relacionada a um ambiente vadoso, o que é
depreendido da cimentação parcial em apenas um dos lados do grão, indicativo para essa
interpretação. A fonte da sílica pode estar relacionada à águas de formação.
A cimentação de calcita em franja é típica também de zonas vadosas conforme proposto por
Flüglel (1982) e espática de zonas mais profundas. Ambas foram descritas em uma lâmina, o que
sugere um soterramento progressivo da bacia.
A terceira fase de cimentação é representada pela recristalização do cimento de sílica em
forma de quartzo micro e macro cristalino. Essas diferentes cimentações ocorrem devido a mudanças
de temperatura conforme proposto por Bjorlykke & Egberg (1993) e Ph conforme Friedmann &
Sanders (1978). Devido a essas mudanças, ocorre a substituição parcial do cimento de calcedônia por
quartzo micro e macro cristalino. Essas mudanças ocorreram provavelmente em virtude do
soterramento das camadas. A última fase de cimentação é constituída pelo preenchimento de fraturas
por opala, representando a cimentação constituída durante telodiagênese, que se consolidou nas
fraturas existentes nas laminas.
As variações granulométricas e texturais possuem relação com os processos deposicionais e
podem ter também a influência da área fonte dos sedimentos, pois algumas destas características
podem ser herdadas (Williams et al. 1970).
3.6 - EVOLUÇÃO DA BACIA
A sedimentação cretácea da Bacia Cambambe foi sustentada por um sistema aluvial pontuado
por derrames magmáticos (Weska, 1987; Weska, 1996; Weska, 2006; Coimbra, 1991). Os dados da
petrografia da área de estudo corroboraram o modelo de clima seco por causa da presença de
mineraclastos de albita e microclina, além de granada e clorita na fração de componentes acessórios. A
preservação desdes minerais instáveis apontam que o clima predominante na área-fonte da bacia
39
Cambambe não favorecia a alteração de minerais. Além disso, a presença de grãos angulosos
euhedricos aponta que ocorreu contribuição de áreas-fontes cujo transporte não foi tão longo.
A presença de clorita, mineral típico de terrenos metamórficos, mostra que o Grupo Cuiabá
atuou como área-fonte da bacia, o que reforça a idéia de transporte reduzido e maturidade jovial da
bacia. Os grãos de granada podem ter origem relacionada aos kimberlitos que deram origem aos
diamantes encontrados na região em estudo ou podem ter relação com alguma outra fonte mais
distante ao entorno da bacia.
O clima quente e seco é ainda sugerido pela presença de paleossolos carbonáticos
representados pelas seções delgadas de carbonatos em que feições como: 1) gretas de ressecamento, 2)
inclusão de carbonatos em forma de “displace”; e 3) formação de calcretes; apontam para as condições
mais secas do clima. Não se pode dizer que o clima durante a deposição cretácea da Bacia Cambambe
fosse semi-árida como ocorria em diversas regiões da Bacia Bauru, nos estados de São Paulo, Minas
Gerais, Mato Grosso do Sul e Goiás (p.e., Fernandes & Basilici, 2009), porque os dados apresentados
neste trabalho não possuem tal acurácia. Contudo, a presença de marcas de raízes, estruturas de tração
subaquosa citadas em trabalhos anteriores (Kuhn & Paz, 2013) e fósseis de dinossauros que
dependiam de fontes de água constantes (Souza et. al., 2011) mostram que o clima não chegava a
provocar a seca das fontes de água. A presença escassa a rara de caulinita nos depósitos da área de
estudo é condizente com este quadro.
Estas condições climáticas parecem ter perdurado ao longo da história de deposição cretácea
da Bacia Cambambe. Trabalhos anteriores (Gonçalves & Schneider, 1970; Coimbra 1991; Weska,
1987, 1996, 2006; Silva, 2014) sugerem a existência de discordâncias ao longo da sucessão. Na área
de estudo, pelo menos duas discordâncias foram registradas. A primeira separa temporalmente os
ambientes deposicionais que deram origem às fácies litarenito e calcário daqueles que deram origem
às fácies quarto-arenito e silexito, ainda que o sistema deposicional seja o mesmo: leques aluviais. A
segunda discordância separa os depósitos cretáceos daqueles mais jovens, gerados em algum momento
do Terciário. Este trabalho se atém à seqüência cretácea e seu estudo petrográfico.
Do ponto de vista deste trabalho, a sequência (Figura 3.16) de litarenitos, sublitarenitos e
calcários representa um instante geológico em que predominou a deformação rúptil com deposição
controlada por falha e formação de grábens e horsts. Isto é sugerido por causa da associação de
litarenitos com momentos tectônicos ligados à reciclagem de materiais orogênicos antigos (cf.
Dickinson & Suczek, 1979), ou então relacionado à reativação tectônica de uma bacia (cf. González-
Acebrón et al. 2007).
As lâminas de litarenitos descritas apresentam uma importante contribuição vulcânica. Folk
(1968) chama a atenção que o vulcanismo pode ocorrer virtualmente em qualquer ambiente tectônico.
No caso da área de estudo, o vulcanismo pode ter se aproveitado da movimentação dos blocos para se
inserir nas zonas de falhas e ascender à superfície. Interpretação semelhante é reforçada pela
40
correlação entre a intrusão de corpos alcalinos cretáceos com a sismicidade e reativação de falhas no
domínio do Lineamento Transbrasiliano (Curto et al. 2014).
Figura 3.16: Classificação das lâminas conforme o ambiente tectônico segundo Dickinson & Suczek
(1979).
Neste cenário, ocorreu a deposição da primeira seqüência de sedimentos cretáceos. Durante a
eodiagênese (Figura 3.17), imediatamente após a deposição dos grãos e em ambiente vadoso, águas
pluviais de enxurradas encharcavam o terreno e se infiltravam solo adentro, carreando partículas de
argila, carbonato e colóides de óxi-hidróxidos de ferro. Estas partículas aderiram às paredes dos grãos
já depositados e, por gravidade, formavam uma micro-estruturas em apenas um lado do grão (Figura
3.21). Este fenômeno se mostrou recorrente e ocorreu tanto no tempo da deposição do litarenito
quanto no tempo de deposição do quartzo-arenito. Em condição de água freática, ocorreu a
precipitação de calcita em franja, fibrosa a prismática, conforme tem sido observado em outros
depósitos (Boggs, 2009). Localizadamente, ocorreu a formação de paleossolos por causa da presença
de marcas de raízes, gretas preenchidas e estruturas biogênicas, as quais representavam horizontes de
caliche em diferentes graus de evolução.
A compactação da sequência cretácea inferior não foi intensa, o que é baseado na
predominância de contatos pontuais e flutuantes nas seções delgadas do litarenito (Tabela II). Em
condição de subsuperfície, parte dos poros não preenchidos permitiu a precipitação de calcita espática.
Boggs (2009) aponta o soterramento em subsuperfície como uma das possibilidades para este tipo de
cimento de calcita.
Em dado momento da evolução da bacia, o nível de base é rebaixado e expõe a sequência de
litarenitos e calcários à intempérie o que permite a formação da discordância inferior que separa os
depósitos cretáceos em duas unidades genéticas.
41
A sequência de quartzo-arenitos e silexito mostra que houve uma mudança tectônica na área-
fonte da Bacia Cambambe. Deixam de ser atuante o vulcanismo (Weska, 1996; Silva, 2014) e
provavelmente os movimentos de tafrogênese (p.e., o ajustamento de blocos). Estes se tornam menos
intensos como sugerido ainda pela presença de minerais acessórios muito semelhantes àqueles
observados na sequência inferior de litarenitos, na qual estes eram apenas mais abundantes. A
peneplanização é a resposta mais clássica à instauração destas condições tectônicas (cf. Folk, 1968). O
clima não se altera. O sistema deposicional se mantém aluvial, contudo a diminuição da intensidade
epirogenética leva à diminuição do tamanho dos grãos a serem retrabalhados. A maturidade do
quartzo-arenito descrita como supermatura é condizente com um cenário quiescente e peneplanizado
para a área de estudo.
Figura 3.17: Fases de cimentação desenvolvidas nas rochas da Bacia Cambambe.
Assim como no caso da unidade inferior de litarenito e calcário subjacente, a eodiagênese da
unidade superior de quartzo-arenito e silexito também recebeu fortes águas de enxurradas. A
infiltração que seguia permitia que partículas de argila e colóides de óxi-hidróxidos de ferro fossem
infiltradas nos poros do sedimento da sequência superior ainda em ambiente vadoso. Neste momento,
não há carbonato à disposição para formação de cimento carbonático como no caso da unidade
genética inferior. Cimentos meniscados e gravitacionais (Figura 3.23) se formam no quartzo-arenito.
A precipitação de calcedônia ocorreu também em ambiente vadoso dada sua forma pendular
(pendant cement). Neste caso, provavelmente com alguma contribuição de soluções hidrotermais
percolantes em temperatura e pressão moderadas (cf. White & Corwin, 1961), ainda que na literatura
haja exemplos de calcedônia formada a temperaturas baixas de até 17 oC, mas em ambiente marinho
(p.e., Madsen & Stemmerik, 2010). Em condições continentais, as contribuições de soluções
hidrotermais favorecem francamente a cimentação por sílica (White & Corwin, 1961). Não é possível
determinar a temperatura de precipitação da calcedônia na área de estudo. A calcedônia, assim como
todas as demais formas de sílica mais solúveis (p.e., cristobalita, leutecita, opala) precipitam-se mais
facilmente que o quartzo e, normalmente, servem de caminho para a precipitação posterior do quartzo
microcristalino por meio do aumento de temperatura, ainda mais associado a sedimentos de carbonato
(Lancelot, 1973; Jeans, 1978). As fases de calcedônia até quartzo macrocristalino têm a tendência de
42
serem cimentos de preenchimento de poros (Scholle, 1979, p. 124). Não é diferente na área de estudo.
Acrescenta-se ainda que não são observados sobrecrescimentos sintaxiais de sílica sobre os grãos de
quartzo. A não observação destes não quer necessariamente dizer que eles não existam. Mas se não
existirem nos grãos da seqüência superior, isto pode significar que houve um limite de temperatura
mínima para a formação deste tipo de cimento de quartzo, que não foi atingido na área de estudo. Por
exemplo, Surdam et al. (1989) calculou em torno de 80 oC o limite para começarem a se formar
sobrecrescimentos sintaxiais de cimento de quartzo em torno dos grãos.
O soterramento da unidade superior levou à dissolução parcial do carbonato formado na
unidade inferior e sua precipitação localizada como cimento no quartzo-arenito. A principal delas é a
calcita em mosaico macrocristalina. Na literatura, esta fase tem sido a fase de soterramento mais
profundo (Boggs, 2009, p. 439). Contudo, na área de estudo, nenhuma outra característica própria de
ambiente de soterramento profundo que não seja a própria natureza cristalina da calcita está presente.
Características como (1) presença de estilólitos (stylolites) ou outras feições de solução por pressão; ou
(2) grãos compactados envoltos em calcita poiquilotópica ou poros compactados preenchidos. Além
disso, a calcita macrocristalina não preenche fraturas geradas por alívio de pressão nem poros de
dissolução na área de estudo. Embora, seja flagrante que a calcita em mosaico macrocristalina corroa
as fases de cimento de quartzo. Por causa disso, atribui-se que ela seja a última fase de precipitação em
ambiente freático.
Após a deposição da seqüência superior e o soterramento dos sedimentos cretáceos até
temperaturas que não atingiram 80 oC, a Bacia Cambambe experimentou ou um movimento
epirogenético positivo ou o nível de base da bacia rebaixou a ponto de deixar a unidade cretácea como
todo susceptível aos efeitos de alívio de pressão e preenchimento parcial de fraturas, que aqui se
atribui à telodiagênese. Soluções de oxi-hidróxidos de ferro e saturadas em opala percolaram por estas
fraturas além de poros que ainda não haviam sido preenchidos anteriormente.
43
CAPÍTULO 4
MINERAIS PESADOS
Ao todo foram descritas 13 seções-montadas (Figura 4.1) da fração areia fina (entre 0,250 e
0,125 mm) e 13 lâminas da fração areia muito fina (entre 0,125 e 0,064 mm) sendo provenientes de
rochas da Bacia Cambambe (Figura 4.2).
Figura 4.1: vista geral da lâmina 76-A, com grãos de minerais opacos, zircões arredondados e angulosos,
alteritos recobertos por oxido de ferro e andaluzita, nicóis descruzados, objetiva de 10x.
4.1 - FRAÇÃO AREIA FINA
As lâminas da fração areia fina são constituídas por um arcabouço de grãos de minerais
opacos, alteritos, estaurolitas, andaluzitas, turmalinas, distena, zircão, granada, hornblenda verde,
apatita e rutilo.
Destacam-se as diferenças texturais entre algumas das lâminas descritas, na qual em alguns
casos ocorrem lâminas com forte impregnação de oxido de ferro e em outros casos a impregnação
ocorre em apenas alguns grãos de alguns minerais. É notada diferença nos grãos de uma mesma
variedade mineral no tocante a arredondamento, a forma do grão e o nível de alteração e corrosão
existente. São encontrados grãos de minerais ultraestáveis com caries de corrosão, assim como
ocorrem grãos destes minerais com formato cristalino perfeito e grãos relativamente instáveis sem
alterações. Na tabela (Figura 4.3) segue algumas informações dos minerais encontrados nas lâminas e
a (Figura 4.4) apresenta alguns dos grãos descritos.
44
Figura 4.2: A seguir o significado de cada sigla e números: AF – Areia fina (0,125-0,250 mm), AMF – Areia muito fina (0,063-0,125 mm), E – Escasso (de 1 a 5
grãos), R – Raro (de 6 a 10 grãos), PA – pouco abundante (11 a 20 grãos), A – Abundante (21 a 50 grãos), MA – Muito abundante (mais de 51 grãos); 1 – zirção, 2-
turmalina, 3-rutilo, 4-estaurolita, 5-granada, 6- andaluzita, 7-titanita, 8- monazita, 9-anfibolio cálcico, 10- hornblenda, 11- anatásio, 12- apatita, 13- cianita, 14-
distena, 15-alteritos e 16- opacos.
45
Figura 4.3: Síntese das lâminas descritas da fração areia fina.
4.1.1 - Minerais descritos
4.1.1.1- Opacos: É o grão mais abundante em todas as lâminas (96-A, 8-B, 48-A, 119-A, 76-
B, 91-A, 95-A, 113-B, 95-B, 103-D, 48 e 97-B). Varia de bem arredondado a anguloso, predominando
os grãos sub-angulosos a sub-arredondados, de anédrico a euédrico (tabular, bi piramidais, cúbico,
paralelogramo ou retangular), predominando os grãos anédricos, muito abundante a abundante.
4.1.1.2- Alteritos: Essa conotação foi dada aos grãos que não foi possível identificação devido
ao alto grau de alteração, foi descrita em 12 lâminas ( 97-B, 96-A, 8-B, 48, 91-A, 95-A, 95-B, 113-B,
103-D, 76-B, 48-A e 119-A). Variando de anédricos a euédricos, predominando os grãos anédricos.
Quanto arredondamento os grãos variam de arredondados a angulosos, predominando os grãos
46
arredondados. Muitos grãos estão recobertos por ferro. Pouco abundante a raro, com diferentes graus
de alteração e corrosão.
4.1.1.3- Estaurolita: Foi descrita em 11 lâminas (97-B, 96-A, 48-A, 95-A, 95-B, 119-A, 91-A,
113-B, 48, 103-D e 76-B), varia de anédrica, sub-euédrica a euédrica (retangular, cúbica, retangular e
bi piramidal), predominam os grãos anédricos. Varia de anguloso a bem arredondado, predominando
os grãos sub-arredondados a sub-angulosos. É encontrada em diferentes graus de corrosão e alteração
variando desde pouco alterada a muito alterada e de pouco corroída a muito corroída. Predominam os
grãos alterados, escassa. Os grãos podem estar fraturados e recobertos por cutícula de ferro, raro a
abundante, os grãos podem conter inclusões carbonáticas.
4.1.1.4- Turmalina: Encontrada em 11 lâminas (97-B, 48, 8-B, 95-B, 95-A, 119-A, 91-A, 48-
A, 96-A, 113-B e 76-B). De anédricos a sub-euédricos (retangulares), de bem arredondados a sub
angulares, grãos não alterados, pode conter inclusões de zircão, varia de verde, parda a rósea, pode ter
pleocroísmo de muito forte a fraco, grãos não alterados, com ou sem feições de corrosão, os grãos
podem estar recobertos por cutícula de óxido de ferro, de rara a abundante.
4.1.1.5- Apatita: Presente em duas lâminas (113B e 97B), varia de redonda a sub-arredondada,
parda ou cinza claro, anedrica, grãos não alterados, rara, pleocroismo fraco.
4.1.1.6- Distena: Encontrada em uma lâmina (96-A), de cor cinza claro, sub-arredondada,
anédrica, com extinção em grade e é raramente encontrada.
4.1.1.7- Granada: Encontrada em 5 lâminas (119-A, 48-A, 48, 91-A e 113-B), em geral
corroída e alterada, arredondada a angulosa, incolor, anisotrópica, raro.
4.1.1.8- Andaluzita: Foi encontrada em 9 lâminas (8-B, 91-A, 103-D, 48-A, 76-B, 48, 119-A,
113-B e 96-A), grãos não alterados, com cutícula de óxido de ferro, anédrica, sub angulosa a
arredondado, parda, cinza ou bege a róseo claro, rara a escassa.
4.1.1.9- Hornblenda verde: Encontrado em duas lâminas (91-A e 76-B), sub-euédrico (bi
piramidal), anguloso, verde, pouco alterado, raro.
4.1.1.10- Rutilo: encontrado em 3 lâminas (48-A, 76-B e 8-B), arredondados a sub-angulosos,
anédrico, vermelho, pouco alterado a grãos não alterados, com cutícula de óxido de ferro, raro.
4.1.1.11- Zircão: Encontrado em 8 lâminas (76-B, 48, 91-A, 95-B, 8-B, 119-A, 48-A e 95-A)
grãos variando de bem arredondados a sub-angulosos predominando os grãos arredondados. Os grãos
podem ser anédricos, sub-euédricos ou euédricos (tabular, retangular e prismático), cor de
interferência de rósea a incolor, recobertos por cutícula de óxido de ferro, e podem ser encontrados
47
grãos não alterados ou pouco alterados, com ou sem sinais de corrosão, podem ocorrer inclusões de
outros minerais, raros a escasso.
Figura 4.4: Microfotografia dos minerais encontrados na fração areia fina.
48
4.2 - FRAÇÃO AREIA MUITO FINA
Nas lâminas da fração areia muito fina foram encontrados grãos de minerais opacos, zircão,
estaurolita, turmalina, alteritos, rutilo, hornblenda verde, andaluzita, granada, anfibolio calcica
(provavelmente tremolite), apatita, monazita, anatásio, cianita e titanita. Assim como na fração areia
fina, são notadas grandes diferenças texturais, os grãos apresentam diferentes graus de trabalhamento
de uma mesma variedade mineral, com grãos desde euédrico, anguloso e prismático a anédricos e
muito bem arredondado. São visualizados grãos desde pouco alterados a muito alterados, com caries e
feições de corrosão. Em algumas lâminas quase a totalidade dos grãos estão recobertos por oxido de
ferro, contudo nota-se a presença de minerais instáveis também sem o recobrimento, relacionando
assim, o oxida de ferro a processos anteriores a deposição dos grãos e diagênese. Ocorrem grãos
fraturados. Na tabela (Figura 4.5) segue algumas informações sobre os grãos descritos nas lâminas que
podem ser observados na Figura 4.6.
4.2.1- Minerais descritos
4.2.1.1- Opacos: os minerais opacos representam a maioria dos grãos encontrados nas lâminas,
e estão presentes em todas as seções montadas. Variam de anédrico a euédrico (retangulares,
prismáticos, tabular, cúbicos, bi piramidal e paralelogramo) predominando os grãos anédricos, varia de
angulosos a bem arredondados, na maioria das lâminas predominam os grãos arredondados. Muito
abundante.
4.2.1.2- Estaurolita: Foi descrita em todas as lâminas, e varia de rara a abundante, são
encontrados grãos não alterados a muito alterados e com sinais de corrosão, em algumas lâminas
predominam os grãos não alterados, contudo em outras lâminas os grãos alterados ou muito alterados
representam a maioria. A angulosidade varia de bem arredondada a angulosa predominando os grãos
sub-angulosos. De anédrica a euédrica (cúbica, retangular e tabular), predominando os grãos sub
euédricos, podem ser encontradas cutículas de óxido de ferro recobrindo os grãos, podem ocorrer
grãos fraturados. A coloração varia de amarela, róseo alaranjado a azul conforme o grau de alteração e
corrosão dos minerais.
4.2.1.3- Granada: Os grãos de granada foram descritos em 7 lâminas (103, 119-A, 97-B, 95-
A, 76-A, 018 e 113-B). Os grãos variam de anédricos, sub-euédricos e euédricos (cúbicos,
retangulares e bi piramidais), predominando os grãos euédricos a sub-euédrica. A angulosidade varia
de bem arredondados a angulosos, predominando os grãos angulosos e sub-angulosos. Alguns grãos
apresentam feições de corrosão, contudo, predominam os grãos não alterados. Pode ser encontrado o
mineral incolor a rósea claro, em alguns casos ocorrem grãos fraturados ou com inclusões de outros
minerais.
49
Figura 4.5: Síntese das lâminas descritas da fração areia muito fina.
4.2.1.4- Turmalina: Os grãos de turmalina foram descritos em 10 lâminas (113-B, 08, 76-A,
48-A, 018, 76-D, 95-B, 119-A, 97-B e 95-A), os minerais podem apresentar coloração verde, parda,
rósea, azul ou bege. O pleocroismo varia de fraco a forte, os grãos variam de bem arredondado a
50
anguloso, predominando os grãos arredondados. Ocorrem grãos recobertos por cutícula de óxido de
ferro, com inclusões fluidas, grãos fraturados ou com marcas de corrosão. Contudo predominam os
grãos não alterados. De anédricos a euédricos (retangulares e prismáticos) predominando os grãos
anédricos. Varia de raro a abundante.
4.2.1.5- Zircão: Foi encontrado em todas as lâminas, varia de abundante a raro, pode ser
encontrado com forma anédrico, sub-euédricos a euédrico prismático, retangular, bi-piramidal e
retangular. De bem arredondado a anguloso predominando os sub-arredondados a arredondados.
Alguns grãos se apresentam muito alterados, apresentando feições caries e feições corrosão, contudo a
maioria dos grãos não apresentam alterações. São encontrados grãos com fraturas e inclusões. A cor
de interferência pode ser incolor a rósea. Em algumas lâminas ocorrem muitos grãos recobertos por
cutícula de óxido de ferro, isso pode dar uma coloração avermelhada ao grão.
4.2.1.6- Andaluzita: Foram descritas em 9 lâminas (48-A, 119-A, 95-A, 113-B, 48, 018, 76-D,
91-A e 76-A), o formato dos grãos varia de sub-euédrica a anédrica, o arredondamento varia de
anguloso a arredondado, predominando os grãos sub-angulosos a sub-arredondados. Os minerais
podem apresentar coloração parda a bege, acinzentada. Alguns grãos estão pouco alterados, contudo
predominam os grãos grãos não alterados. Em algumas lâminas são encontrados grãos com cutícula de
óxido de ferro.
4.2.1.7- Cianita: Foi encontrada apenas na lâmina 113-B, possui grãos de forma euédrica, sub-
arredondado, incolor, um pouco alterado, os grãos eram raros.
4.2.1.8- Titanita: Foi descrita apenas na lâmina 113B, possui grãos com forma euédrica, sub-
arredondado, incolor raro.
4.2.1.9- Rutilo: foi descrito em 11 lâminas (95-B, 48-A, 76-A, 95-A, 018, 48, 08, 76-D, 119-
A, 113-B e 103), raros ou escassos, os grãos possuem forma anédrica a euédrica, coloração vermelha,
com arredondamento de arredondado a sub-angulosos. Grãos de grãos não alterados a muito alterados.
Ocorrem grãos fraturados e também grão recoberto com cutícula de ferro.
4.2.1.10- Alteritos: Essa conotação foi dada aos grãos que não foi possível identificação
devido ao alto grau de alteração, foi descrita em 12 lâminas (018, 119-A, 76-A, 76-D, 48, 91-A, 08,
95-A, 97-B, 103, 48-A e 95-B), possuem forma anédrica, arredondamento predominante de sub-
angulosos a sub-arredondados, em geral recobertos por cutícula de óxido de ferro, a disponibilidade
nas lâminas varia de raro pouco abundante.
4.2.1.11- Monazita: Foi descrita nas lâminas 103 e 018, incolor a rósea claro, sub-arredondada
a arredondada, sub-euédrica, pouco alterada a grãos não alterados, pode ser encontrada recoberta por
cutícula de óxido de ferro, a disponibilidade nas lâminas é rara.
51
Figura 4.6: Microfotografia dos minerais encontrados na fração areia muito fina.
4.2.1.12- Hornblenda verde: Foi descrita nas lâminas 95-B e 76-D, a forma dos grãos é sub-
euédrico a anédrico, anguloso, os grãos se encontram um pouco alterados, verde extinção 60°, e são
raramente encontrados nas secções montadas.
52
4.2.1.13- Anatásio: Foi descrita nas lâminas 76-D e 95-A, os grãos são sub-angulosos, com
forma sub-euédrico a euédrico tabular, de coloração parda a incolor, sem alteração, contudo alguns
grãos estão recobertos por cutícula de óxido de ferro, são raramente encontrados nas lâminas.
4.2.1.14- Anfibólio Cálcico (Provavelmente Tremolite): Foi descrita apenas na lâmina 119-A,
os grãos possuem forma sub-euédrica, são angulosos, com clivagem definidas 90°/115°, incolor,
relevo médio, cor de interferência azul, não possuem alteração e são raramente encontrados nas
lâminas.
4.2.1.15- Apatita: Foi descrita apenas na lâmina 103, os grãos possuem forma euédrica
retangular, quanto a angulosidade são classificados como sub-arredondados. Possuem fraturas, e a
coloração é cinza, alguns grãos estão recobertos por cutícula de óxido de ferro, contudo não
apresentam alteração. São raramente encontrados na lâmina.
4.3 - INTERPRETAÇÃO
A assembleia é constituída de minerais ultra-estáveis e minerais relativamente instáveis. Isso
permite propor que ocorreu uma deposição rápida dos sedimentos e que a condição climática favorecia
a preservação mineral, além disso, a preservação dos minerais instáveis sugere que durante o processo
diagenético estas rochas não sofreram grandes alterações.
As corrosões em minerais pesados durante o intemperismo e diagênese são facilmente
interpretadas. Segundo Ando et al. (2012) é possível determinar o índice de corrosão dos minerais
pesados, levando em consideração o meio ao qual estes minerais foram expostos. Ambientes
sedimentares proporcionam facilmente a exposição dos minerais detríticos (Brantley, 2003)
sujeitando-os ao intemperismo. A corrosão atinge desde minerais instáveis até ultra-estáveis e
variando de corrosão incipiente à profunda, que continuam atuando durante o processo diagenético
(Turner & Morton, 2007). Os estudos de corrosões em minerais pesados funcionam como uma
importante ferramenta no âmbito da investigação e identificação de climas no registro estratigráfico e
verificação das possíveis mudanças que pudessem ocorrer na assembleia detritica original durante a
diagenese. Morton & Hallsworth (2007) afirmam que apesar das diferentes condições geoquímicas,
existem grandes semelhanças entre texturas produzidas pela dissolução durante o intemperismo e
durante a compactação na diagênese. As morfologias de corrosão dependem da estrutura cristalina dos
minerais, para tanto, existe uma classificação das texturas de corrosão (Mange & Maurer, 1992 p. 9;
Morton & Hallsworth, 2007; Turner & Morton, 2007), baseado no aparecimento de caracteres
texturais diagnósticos, sedo elas: resistente (U), corroído (C), gravado (E), profundamente gravado (D)
e esquelético (K) com quatro graus de corrosão progressiva distintas. Para entender melhor como
funciona a análise das texturas de corrosão é preciso conhecer cada fase. A fase resistente (U) se trata
de um momento onde a superfície do grão não foi corroída e este se apresenta com contorno contínuo
53
sem sulcos de corrosão. Na fase de corrosão (C) A superfície original do grão é reconhecida, mas a
cavidade de corrosão e reentrâncias caracteriza todo o contorno, e tornam-se progressivamente mais
profunda com o aumento do grau de corrosão. A fase gravada (E) é caracterizada pela superfície do
grão original ainda pode ser reconhecida, mas terminações em serrote aparecem inicialmente na
extremidade de cristais prismáticos ao longo de direções cristalográficas preferenciais. Inicialmente
isolados, sulcos de corrosão e dentículos são dispostos em linhas e grupos em graus mais elevados de
corrosão. Finalmente, alargamento e coalescência dos sulcos adjacentes lateralmente produzindo
texturas em forma de losango que afetam uma parte significativa do grão. Na fase gravada
profundamente (D) todo o contorno do grão é afetado pela extensa corrosão. Sulcos gravados são
significativamente maiores e mais profundos do que na fase anterior. Bainhas angulares tornam-se
evidentes. E por fim, na fase esquelética (K) a forma dos grãos é completamente transformada pela
corrosão. Todas essas fases são marcadas por graus de corrosões, sendo eles: inicial (1), leve (2),
avançado (3) e final (4) definido por Andó et al. (2012). No mesmo exemplo, grãos de minerais
podem apresentar ainda um conjunto completo de estágios de intemperismo, isso pode refletir
proveniência de múltiplas (Nesbitt et al. , 1997), incluindo a rocha e perfis de solo de vários tipos e
maturidade, corroída pela diversidade de processos.
Tendo por base este catálogo e as análises ópticas dos minerais pesados detríticos dos arenitos
da Bacia Cambambe é possível fazer estas considerações. A fração areia fina é composta por minerais
opacos, estaurolita, andaluzita, turmalina, distena, zircão, granada, hornblenda verde, apatita e rutilo; e
a fração areia muito fina se observa os mesmos minerais pesados observados na fração areia fina,
acrescentando apenas o anfibólio cálcico, monazita, anatásio, cianita e a titanita.
Os minerais opacos e os alteritos são pouco determinantes, pois não se sabe ao certo a que
mineral se referem. Os demais minerais podem ser classificados dentro do índice de corrosão de Andó
et al. (2012). A estaurolita se enquadra em fase resistente de corrosão (U4); A turmalina apresenta-se
em fase resistente á fase de corrosão (C1), a andaluzita apresenta-se em fase resistente (U4); o zircão
está em fase resistente á fase de corrosão (C1) e (C2); a granada está em fase resistente á fase de
corrosão (C1), (C2) e (C3); a hornbleda verde apresenta-se em fase resistente á fase de corrosão (C1);
a apatita, o rutilo, monazita, anatásio, e a distena apresentam-se em fase resistente (U4).
De modo geral a corrosão existente nestas rochas ocasionadas por processos intempéricos ou
diagenéticos, obsevadas nos minerais pesados, é bastante atenuada. Ressaltando que a proveniência de
minerais em rochas sedimentares é de fontes variadas. Na area de estudo ao menos uma das fontes de
sedimentos que compuseram os arenitos é próxima à deposição, pois ocorrem grãos angulosos e estes
se apresentam pouco alterados ou inalterados (Figura 4.7).
54
Figura 4.7: Análise óptica dos minerais pesado da Formação Ribeirão baseada no catálogo de Ando et al.
(2012). A maioria dos minerais pesados se apresentam e grande parte na fase resistente (U) e fase de
corrosão (C) inicial (C1), leve (C2) e raramente avançada (C3). Estes não atingirão as demais fases de
corrosão.
Os minerais estáveis são frequentemente arredondados em arenitos antigos, porque eles
geralmente sobrevivem por mais de um ciclo sedimentar. Estes minerais podem resistir a ataques
55
químicos e ter uma resposta melhor à abrasão mecânica. Grãos resistentes quimicamente, em solo
podem ser arredondados mecanicamente, mais tarde, por exemplo, durante o transporte eólico e vice-
versa, grãos arredondados por processos mecânicos de abrasão podem ser quimicamente gravados
desde as fases iniciais de soterramento (Pye & Mazzullo, 1994), ou as irregularidades da superfície do
grão produzido pelos processos mecânicos podem ser melhoradas com características de corrosão
desenvolvidas durante subsequente intemperismo ou diagênese (Mange & Maurer, 1992). Os minerais
mais estáveis são o zircão, rutilo e a turmalina. E a partir da definição do arredondamento dos grãos
destes minerais, seguindo a terminologia de Powers (1953), é possível inferir o grau de transporte e
consequentemente a distância dos sedimentos da área fonte até o local de deposição. Sendo Euédrico
(e), angular (a), subarredondado (s), arredondado (r) e quebrado os graus de arredondamento.
Os grãos de zircão, rutilo e turmalina encontrados nos arenitos da Bacia Cambambe se
apresentam com seus hábitos bem preservados. O zircão se encontra euédrico, prismático, bi-
piramidal; o rutilo e a turmalina se apresentam de subarredondado à arredondado evidenciando que
estes sobreviveram o pelo menos mais de um ciclo sedimentar ou que sua área fonte seja mais distante
que a do zircão e os demais minerais pesados que compusesse essa assembleia mineralógica (Figura
4.8).
Figura 4.8: Fotos que ilustram o grau de arredondamento o zircão, rutilo e turmalina que dizem respeito
ao transporte e área fonte dos sedimentos que constituíram os arenitos da Formação Ribeirão.
As diferenças no grau de alteração das variedades minerais sugerem-se vários processos
relacionados, como por exemplo: o desenvolvimento de um ambiente corrosivo durante o processo de
intemperismo das rochas somados a uma rápida erosão e deposição, isso permite dentro de uma
mesma sessão-montada encontrar grãos de uma mesma variedade mineral com diferentes graus de
56
alteração. Williams et al. (1970) propôs que a velocidade da erosão controla em partes a quantidade
de sedimentos fornecidos e por consequência a velocidade da deposição. Além disso, regiões onde se
tenha encostas íngremes e/ou precipitações pluviais pesadas o material pode ser removido sem que
tenha passado por longo processo de intemperismo, nestas condições independente do clima a
composição mineral dos depósitos será muito parecida as das rochas matriz. Estes três fatores atuaram
durantes a deposição dos sedimentos, tendo como resultado a ampla variação no grau de corrosão, em
grãos de um mineral, em uma mesma sessão-montada.
A existência de grãos recobertos e não recobertos por óxido de ferro sugere que o processo de
oxidação ocorreu na área fonte dos sedimentos e que pode estar relacionado ao desenvolvimento de
crosta laterítica durante o Cretáceo.
Os diferentes graus de arredondamento e esfericidade de uma mesma variedade mineral sugere
que os grãos tiveram varias áreas fontes distintas. Os grãos euédricos, estão relacionados à erosão de
rochas ígneas e metamórficas e apresentam um grau elevado de angulosidade devido a terem passado
apenas pelo ciclo sedimentar que os levou a deposição na área de estudo.
A esfericidade é em grande escala herdada e tem relação com a forma dos minerais nas rochas
matrizes ou de seus hábitos de fraturas e com as modificações que ocorrem durante o transporte.
Essas mudanças influenciam no comportamento hidrodinâmico de uma partícula, e afeta a velocidade
de deposição e transporte, passando a afetar o transporte seletivo devido à forma, tamanho e
densidade. Já o arredondamento tem relação com o comportamento da partícula em um fluido, tempo
e tipo de transporte (Williams et al. 1970).
Nas sessões-montadas descritas nota-se uma classe de grãos arredondados e esféricos, são
representados principalmente pelos minerais mais resistentes zircão, turmalina e rutilo, que possuem
características herdadas de outros ciclos sedimentares anteriores. Sugere-se como área-fonte destes
grãos as rochas da Bacia do Paraná. Contudo também se encontra grãos destas variedades minerais
euhedricos (a exemplo zircão), portanto com uma origem em área-fonte próxima. O Granito de São
Vicente pode ser a provável fonte dos grãos de zircão euhedrico e da titanita e apatita devido a
apresentar estes minerais em sua composição. O hornfels formado no contato do granito com o Grupo
Cuiabá pode ter fornecido os grãos de andaluzita, cianita e estaurolita. Grãos de anfíbolas são descritos
nas rochas da Formação Paredão Grande, sendo assim, os grãos encontrados nos arenitos podem ter
sua origem no vulcanismo que ocorreu relacionado ao inicio da Bacia Cambambe.
Resalta-se que os grãos de minerais mais resistentes ao processo intemperico podem ter sido
preservados de ciclos sedimentares anteriores e devido ao clima seco que dominou durante a formação
da Bacia Cambambe estes minerais podem resistir ao processo de erosão e transporte.
57
CAPITULO 5
CONCLUSÕES
Foram interpretadas 4 associações de fácies nas rochas Cretáceas da Bacia Cambambe sendo
elas: Paleoambiente de fluxo de detritos, Colapso de fluxo turbulento, Paleoambiente de
preenchimento de canais e Paleoambiente de paleossolos representando a evolução de um ambiente de
leques aluviais, no cretáceo superior entre os andares Santoniano e Maastrichtiano (Figura 5.1). Os
pacotes rochosos existentes são separados por uma discordância em duas unidades litológicas, sendo
elas as formações Ribeirão Boiadeiro e Cambambe. Ambas as unidades foram depositadas em um
sistema de leques aluviais.
Figura 5.1 – Modelo de evolução da Bacia Cambambe entre o final do Andar Santoniano e o andar
Maastrichtiano.
A distinção entre as formações existentes fica clara na petrografia, na qual a formação
Ribeirão Boiadeiro é constituída por litarenidos e por horizontes de carbonatos (Calcretes), a segunda
delas é constituída por sub-litarenitos e predominantemente por s, os horizontes de silexitos podem ser
encontrados em ambas as unidades. Essas diferenças no arcabouço entre as formações Ribeirão
Boiadeiro e Cambambe resultam da mudança no controle tectônico da bacia e na alteração da
porcentagem de contribuição das diferentes áreas fontes. No primeiro momento o controle tectônico
era mais incisivo, sendo esta a fase mais ativa da bacia, com a instalação de um sistema de leques
aluviais controlado por gravidade. Os sedimentos proviam principalmente da Bacia do Paraná (fonte
sedimentar), Faixa Paraguai (fonte metamórfica) e da Formação Paredão Grande, Granito São Vicente
e Kimberlitos (fonte ígnea). No Segundo momento o sistema de leques aluviais já estava mais maduro
e o vulcanismo já tinha cessado, desta forma a área fonte dos sedimentos passou a ser quase na
58
totalidade representada pela Bacia do Paraná (fonte sedimentar) e secundariamente pela Faixa
Paraguai (fonte metamórfica). O controle tectônico da bacia está associado a reativação de falhas no
domínio do Lineamento Transbrasiliano, que influenciou a Plataforma de Alto Garças fortemente
durante o Cretáceo desenvolvendo um sistema de grábens e horts.
A diferença de espessura da Formação Ribeirão Boiadeiro entre a borda sul (menos espessa)
nas proximidades da comunidade de Cachoeira Rica (Peba), e na borda norte (mais espessa) próximo
ao assentamento Jangada Roncador sugerem o desenvolvimento de uma estrutura hemigraben no
Santoniano com depocentro NE para a sucessão vulcano-sedimentar cretácea da Bacia do Cambambe.
As estruturas nas lâminas petrográficas e o arcabouço mineral existem nas secções montadas
de minerais pesados e indicam um paleoclima predominante quente e seco.
A existência de minerais pesados instáveis nas seções montadas, e a predominância de fases
de eodiageneticas, indicam que os processos diagenéticos não tiveram uma atuação muito forte,
provavelmente devido a um soterramento relativamente raso da bacia, nas quais predominaram
temperaturas inferiores a 80°C.
Com base no exposto neste trabalho e na literatura, é proposto que a Formação Paredão
Grande, da Província Ígnea do Poxoréu e as formações Ribeirão Boiadeiro e Cambambe sejam
agrupadas dentro uma nova unidade litoestratigrafica, o Grupo Manso, criado para agrupar a sequência
vulcano-sedimentar da Bacia do Cambambe. É necessário em trabalhos posteriores esclarecer as
relações entre as Bacias Cambambe e Poxoréu, devido à similaridade existente entre ambas, podendo
elas durante o período cretáceo estar interligadas. Além disso, sugere-se que trabalhos posteriores
aprofundem os estudos referentes aos minerais pesados, através de análise geocronológica e da
porcentagem de zircão, turmalina e rutilo (ZTR).
59
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os Municípios de Dom Aquino e General Carneiro, Mato Grosso. Tese de Doutoramento, Instituto de
Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo, SP. 219 p.
72. Weska R. K. 2006. Uma síntese do Cretáceo superior matogrossense. Geociências, UNESP, v. 25, n.
1, p. 71-81.
73. White J. F., Corwin J. F. 1961. Synthesis and origin of chalcedony: Am. Mineralogist, v. 46, p 112-
119.
74. Williams H., Turner F. J., Gilbert C. M. 1970. Petrografia- Uma Introdução ao Estudo das Rochas em
Seções Delgadas. Universidade de São Paulo, São Paulo, Brasil, 445 pp.
75. Zalán P. V. 1984. Tectonics and sedimentation of the Piauí-Camocim sub-Basin Ceará Basin offshore
northeastern Brazil (unpubl. Ph. D. thesis). Golden, Colorado, Colorado School of Mines, 128 p.
76. Zalán P. V. 2004. Evolução fanerozóica das bacias sedimentares brasileiras. In: V. Mantesso-Neto; A.
Bartorelli; C. D. R. Carneiro; B. B. Brito-Neves, (Coords.) Geologia do continente sul-
americano. Evolução da obra de Fernando Flávio Marques de Almeida. São Paulo: Ed. Beca, p. 245-
263.
64
ANEXO
MAPA DE PONTOS
65
ARTIGO SUBMETIDO
SUCESSÃO CRETÁCEO-TERCIARIA, BACIA CAMBAMBE, NO
MUNICÍPIO DE CHAPADA DOS GUIMARÃES, MATO GROSSO.
Caiubi Emanuel Souza Kuhn¹ & Jackson Douglas Silva da Paz²
¹ Discente do Programa de Pós-Graduação em Geociências, Departamento de Recursos
Minerais, Instituto de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal de Mato Grosso.
Avenida Fernando Correa, s/n – Boa Esperança. CEP 78060-900. Cuiabá, MT. Endereço
eletrônico: [email protected]
² Docente do Departamento de Recurso Minerais, Instituto de Ciências Exatas e da Terra,
Universidade Federal de Mato Grosso. Avenida Fernando Correa, s/n – Boa Esperança. CEP
78060-900. Cuiabá, MT. Endereço eletrônico: [email protected]
ABSTRACT
This paper presents data analysis of facies rocks of Cretaceous Basin Cambambe, outcropping
in the municipality of Chapada dos Guimarães, in which were interpreted from the four
paleoenvironment data: debris flow, collapse of turbulent flow and paleoenvironment fill
channel, paleoenvironment of paleosols representing the evolution of an environment of
alluvial fans in the upper Cretaceous between the Santonian and Maastrichtian floors. The
differences between the lithological framework facies associations suggests a discrepancy
between the Cretaceous deposition, represented respectively by sediment formations Ribeirão
Boiadeiro Cambambe the base and the top.
RESUMO
O presente trabalho apresenta dados de análise de fácies, de rochas cretáceas da Bacia
Cambambe, aflorante no município de Chapada dos Guimarães, na qual foram interpretados a
partir dos dados quatro paleoambiente: fluxo de detritos, Colapso de fluxo turbulento e
Paleoambiente de preenchimento de canais, Paleoambiente de paleossolos representando a
evolução de um ambiente de leques aluviais, no cretáceo superior entre os andares Santoniano
e Maastrichtiano. As diferenças do arcabouço litológico entre as associações de fácies sugere
uma discordância entre a deposição cretácea, representada respectivamente pelos sedimentos
das formações Ribeirão Boiadeiro na base e Cambambe no topo.
Palavras chaves: Bacia Cambambe, fácies sedimentares, Chapada dos Guimarães.
66
INTRODUÇÃO
Os sedimentos cretáceos do Município de Chapada dos Guimarães - MT são conhecidos
desde século XIX devido à ocorrência de registros fósseis de dinossauros (Derby, 1890;
Roxo, 1937). Em Mato Grosso, diamante também se integrou ao rol de interesses que as
rochas originadas no Cretáceo despertaram na sociedade (Weska, 1987). Há o vulcanismo
associado às rochas cretáceas que as tornam uma sucessão vulcano-sedimentar que pode levar
a entender as diversas possibilidades de evolução de terrenos localizadas na porção mais
interior das placas tectônicas. Uma destas contribuições tem sido o trabalho de Gibson et al.,
(1997) em que, pela análise litogeoquímica dos corpos intrusivos presentes na região do
entorno do município de Poxoréo, se interpretou a formação de um rifte intracontinental
(conhecido por rifte Rio das Mortes) no final do Cretáceo com mobilização de material
mantélico para a porção supracrustal. A partir de então, poucos trabalhos de detalhe foram
realizados nas rochas cretáceas de Mato Grosso. Diversos esforços foram recentemente
empreendidos novamente a fim de entender a complexidade da geologia do Cretáceo. Teses
de doutorado (Rogério Rupert, informação oral) e mestrado (Silva, 2014) estão em fase de
apresentação de resultados o que mostra o interesse que estas rochas despertam.
Não é para menos. A região conhecida por centro-sul do estado de Mato Grosso em que se
insere o município de Chapada dos Guimarães é rica em contextos geológicos diversos que se
entrecruzam ao longo do tempo e permitem à região uma configuração única sobre a evolução
de terrenos plataformais interiores. Esta configuração reúne a atuação temporal de falhas
continentais e regionais, orógenos antigos e bacias sedimentares em diversos estágios de
evolução. Aqui se resgata o trabalho de Coimbra (1991), que individualizou diversas bacias
cretáceas na região centro-sul de Mato Grosso, a saber: Cambambe, Poxoréo, Itiquira, as
quais apresentam dimensões de poucos milhares de quilômetros quadrados, entre outras
bacias menores referenciadas apenas como grábens. A exumação destas bacias cretáceas por
67
causa de erosão diferencial e/ou mesmo tectonismo cenozóico permite mensurar diversos
parâmetros geológicos úteis ao entendimento do contexto geotectônico, da gênese e da
evolução destas bacias e da Plataforma Sul-americana, em última instância. Parâmetros como
sedimentação, vulcanismo, deslocamento de massas rochosas, formação de novas paisagens e
rearranjo de bacias hidrográficas são alguns destes (Allen & Allen, 2005). Não é uma tarefa
fácil discorrer sobre as mudanças ocorridas em uma bacia sedimentar sem causar
controvérsia. Mas algumas bacias são tão características que suas particularidades precisam
ser entendidas em profundidade e descritas em detalhe para que as mudanças tectônicas que a
tocaram ao longo do tempo sejam testadas e comprovadas. Para esta tarefa, foi escolhida a
bacia sedimentar Cambambe com vista a sua caracterização litológica, sedimentar e tectônica.
Nota-se, na literatura, uma grande divergência entre os autores sobre a compartimentação
tectônica e sedimentar dos depósitos cretáceos (Milani et al., 2007; Coimbra, 1991; Weska,
2006). Para contribuir nesta discussão, este trabalho visa à análise de fácies e arranjo
estratigráfico dos depósitos cretáceos da Bacia Cambambe com a intenção de interpretar o
antigo meio ambiente que deu origem a estes depósitos. Por fim, se propõe um modelo
deposicional com base nesta interpretação. Os estudos deste trabalho foram realizados nas
proximidades das comunidades de Jão Carro, Jangada Roncador, Fazenda Rancho Queimado,
Cachoeira Rica (também conhecida por Peba) e Morro do Cambambe (Figura 1).
BACIAS CRETÁCEAS DE MATO GROSSO
Existe uma divergência sobre a que compartimento tectônico os sedimentos cretáceos de
Mato Grosso pertencem. A princípio, dada a escala continental da Bacia do Paraná, com cerca
de 1,5 milhão de quilômetros quadrados e quase 7 mil metros de espessura, toda sedimentação
mesozóica da porção centro-sul de Mato Grosso foi considerada como depósitos tardios de
evolução da Bacia do Paraná (Almeida, 1964; Milani et al., 2007). Contudo, a evolução
tectônica e sedimentar da porção mais setentrional da Bacia do Paraná é muito diferente das
68
demais porções da Bacia do Paraná. Por isso, ela tem sido considerada como uma estrutura
tectônica subordinada denominada Plataforma de Alto Garças (Zalán, 2004), semelhante à
uma sub-bacia.
Figura 1 - Mapa de localização.
Como citado ainda na introdução, (Coimbra, 1991) notou-se e individualizou-se a presença
de diversas bacias instaladas sobre a Plataforma de Alto Garças cuja idade cretácea era
comum a todas (Figura 2). Para efeito de comparação, note que mais tarde Riccominni (1997)
demonstrou que os sedimentos cretáceos nos estados de São Paulo e Minas Gerais formam
uma estrutura à parte da Bacia do Paraná, condicionada por esforços mecânicos e de
subsidência termal associada com os derrames da Formação Serra Geral. A Formação Serra
Geral tem derrames e intrusões magmáticas mais antigas que aquelas observadas em Mato
Grosso (Gibson et al., 1997; Marques & Ernesto, 2004). É possível depreender dos trabalhos
de Ricominni (1997) e Fernandes & Coimbra (2000) que o Cretáceo possui estilo tectônico e
69
evolução térmica tão diferenciada da Bacia do Paraná que a melhor explicação é a
sobreposição geográfica de bacias sedimentares com idades distintas: a Bacia Bauru nos
estados de São Paulo, Minas Gerais, Paraná e Goiás e as bacias Cambambe, Poxoréo, Itiquira,
Diamantino e General Carneiro em Mato Grosso (cf. Coimbra, 1991; Lacerda Filho et al.,
2004), todas encaixadas sobre a Bacia do Paraná.
Figura 2: Mapa geológico modificado de Silva (2014), destacando a plataforma de alto
Plataforma de Alto Garças, conforme Coimbra (1991) e Lacerda Filho et al. (2004).
Individualizadas por Coimbra (1991) e localizada a noroeste da Antéclise de
Rondonópolis, às Bacias Cambambe e Poxoréo não possuem um limite claro entre si, devido
as duas estarem contidas na mesma estrutura, limitada ao norte e noroeste pelas rochas
70
metamórficas da Faixa Paraguai, ao sudoeste pelo Arco de São Vicente, a noroeste, sul e leste
pela Bacia do Paraná sendo que a falha de Poxoréo se apresente com limite estrutural a
sudeste. O preenchimento de ambas as bacias se deu com uma sequência vulcano-sedimentar.
O embasamento da Bacia do Cambambe (Figura 3) é formado pelas rochas metamórficas
neoproterozóicas do Grupo Cuiabá e pelas formações Ponta Grossa, Furnas e Botucatu
pertencentes à Bacia do Paraná. A origem das bacias cretáceas de Mato Grosso é assim
entendida: Coimbra (1991) sugere que esforços tectônicos, relacionados ao Lineamento
Transbrasiliano, levaram à formação do que o autor chamou de Antéclise de Rondonópolis. A
movimentação desta antéclise propiciou a instalação de altos estruturais e grábens, onde
ocorreu a deposição preferencial dos sedimentos cretáceos. A estes se associou o vulcanismo
pertinente. No caso da Bacia Cambambe, a atividade magmática da província ígnea de
Poxoréo. Este evento magmático marca a chegada da Pluma de Trindade por volta de 84 Ma
sob a placa Sul-americana e seu registro geológico são as rochas ígneas da Formação Paredão
Grande (Weska, 1987; Gibson et al., 1997). Ulbrich et al. (2004), ao estudar as rochas
magmáticas nas ilhas litorâneas da plataforma continental brasileira, explica o processo de
vulcanismo cretáceo por meio de refusão de fragmentos litosféricos subcontinentais,
desmembrados durante a ruptura e posteriormente remobilizados em processo de fusão.
Assim, formavam-se câmaras magmáticas intermediárias numa estrutura complexa com a
possível existência de vários magmas parentais. Contudo, a predominância de magmas com
identidade geoquímica semelhante àquela de magmas de ilha oceânica (tipo OIB) em que são
notadas razão de elementos-traços incompatíveis e razões isotópicas de 87
Sr/86
Sr iguais a
0,704 e 143
Nd/144
Nd iguais a 0,51274 (Gibson et al., 1997) têm sido fortes argumentos a favor
de um contexto tectônico de extensão litosférica e extrusão de material mantélico por meio de
um rifte. Posteriormente, com a migração da Placa Sul-americana para o oeste, após o
impacto da pluma, a província ígnea de Poxoréo estaria localizada fora da zona do manto de
71
ressurgência, o que levou à extinção do rifteamento na região (Gibson et al., 1997). Existem
com tudo, autores que discordam da hipótese de que sugere uma relação entre o magmatismo
com uma pluma. Rochas ultramáficas-alcalinas aflorantes no município de Planalto da Serra
foram datadas por De Min et al. (2013) em 600 Ma e devido as características do magma
semelhantes entre os eventos magmáticos de 600 Ma e 84 Ma sugere que seja improvável a
hipótese de envolvimento da pluma proposta por Gibson et al. (1997).
Figura 3: Mapa geológico conforme Lacerda Filho et al. (2004), destacando os afloramentos
cretáceos da Bacia Cambambe até então relacionados ao Grupo Bauru.
ESTRATIGRAFIA DA BACIA CAMBAMBE
As rochas cretáceas aflorantes na região de Chapada dos Guimarães foram relacionadas
inicialmente aos sedimentos da então Série Bauru por Bauer & Largher (1958). Desde então,
tem sido senso comum incluir os sedimentos cretáceos de Mato Grosso no Grupo Bauru como
observado em diversos trabalhos de detalhe e de cunho mais regional (Almeida, 1964;
Oliveira & Mulhmann, 1965; Gonçalves & Schneider, 1970; Barros et al., 1982; Weska,
1987; Coimbra, 1991; Gibson et al., 1997; Silva, 2014). A Bacia Cambambe recebeu
72
pungentes depósitos cretáceos e escassos depósitos terciários, cuja litoestratigrafia se atribui
ao Grupo Bauru (K) e à Formação Cachoeirinha (N) (Figura 4), que registram diferentes
estágios de evolução tectônica do paleorifte Rio das Mortes dentro da Bacia Cambambe.
Figura 4 – Quadro da estratigrafia da Bacia Cambambe a partir da integração dos trabalhos de
(Coimbra, 1991), (Weska, 2006) e (Silva, 2014). As fases tectônicas foram interpretadas a
partir dos conceitos de (Allen & Allen, 2005).
As rochas cretáceas aflorantes em Chapada dos Guimarães estavam até então englobadas
na estratigrafia do Grupo Bauru. Mais recente Weska (2006), revisando Almeida (1964), cita
que este foi o primeiro a notar as semelhanças entre os sedimentos cretáceos da porção centro-
sul de Mato Grosso e os arenitos do Grupo Parecis, na porção norte do estado, na Bacia de
Parecis. Com base nesta semelhança litológica, Weska (2006) propõe que seja abandonado o
termo Grupo Bauru no estado de Mato Grosso e os sedimentos cretáceos sejam então
incluídos no Grupo Parecis da Bacia de Parecis. Por outro lado, os trabalhos de Weska (1987)
e Coimbra (1991) são mais úteis ao entendimento da estratigrafia e preenchimento da Bacia
Cambambe. Este trabalho propõe, a utilização do termo Grupo Manso para a sequência
constituída da base para o topo durante o Cretáceo e terciário na Bacia Cambambe, assim
como nas demais bacias cretáceas da porção centro-sul de Mato Grosso, por questão de
prioridade, obedece a divisão proposta por Coimbra (1991) para as rochas terrígenas e inclui a
assertiva de Weska (1996) para as rochas magmáticas aflorantes na bacia. Assim, o Grupo
Manso na área de estudo se constitui de: (a) rochas magmáticas e vulcanoclásticas encerradas
na Formação Paredão Grande; esta é contemporânea e se intercala em sua porção mais basal à
73
(b) Formação Ribeirão Boiadeiro; sobre estas, por contato discordante paralelo, ocorre (c) a
Formação Cambambe e por fim a Formação Cachoeirinha, depositada em algum tempo após
o principal episódio de laterização da Bacia Cambambe e arredores.
A Formação Paredão Grande foi proposta por Weska (1996) para agrupar rochas
piroclásticas grossas e finas, derrames e diques associados que ocorrem nos munípios de
Chapada dos Guimarães, Dom Aquino, Paranatinga, Poxoréu, distrito de Paredão Grande e
Colônia Indígena Meruri. As principais rochas hospedeiras destes corpos são o Grupo Cuiabá
e as formações Aquidauana, Botucatu e Ribeirão Boiadeiro. Aqueles autores propõem que a
Formação Paredão Grande está relacionada à primeira fase rúptil do rifte Rio das Mortes
(Weska, 2006) e que a fase principal ocorreu por volta de 83,9 ± 0,4 Ma (método 40
Ar/39
Ar,
Gibson et al., 1997). Segundo Gibson (1997), os diques e lavas são caracterizadas por
elevados teores de SiO2 (53 ± 56% do peso) e Na2O + K2O (5 ± 7% em peso) classificadas
como basalto-trachyandesitos e trachyandesitos.
A Formação Ribeirão Boiadeiro foi proposta por Coimbra (1991). Ela engloba
conglomerados polimíticos com clastos abundantes de rochas vulcânicas e arenitos mal
selecionados róseos a vermelhos. Esta descrição corresponde às fácies Quilombinho e
Cachoeira do Bom Jardim, respectivamente, identificadas por Weska (1987) que, contudo não
chegaram a ser formalizadas como unidades estratigráficas no trabalho de então. A deposição
da Formação Ribeirão Boiadeiro é correlata à atividade vulcânica da Formação Paredão
Grande, uma vez que os seus sedimentos também são cortados por diques. A fácies
Quilombinho se constitui de conglomerado polimítico, argilito e arenitos conglomerático,
siltitos e arenitos conforme descrito por Weska (1996, 2006). As camadas possuem geometria
lenticular, secundariamente tabular. A fácies Cachoeira do Bom Jardim constitui-se de
conglomerados polimíticos, compostos por seixos e matacões de arenitos, quartzo,
quartzarenitos e por rochas ígneas de natureza básica. O cimento é principalmente
74
carbonático. As estruturas primárias são lâminações plano-paralelas e estratificações cruzadas,
cruzadas acanaladas a tangenciais. As calcretes ocorrem em bancos espessos interdigitados
nos arenitos e argilitos conglomeráticos, em arenitos e arenitos argilosos. As cores dos
pacotes são vermelha, rosa e branca (Weska, 1987, 2006). Estas fácies correspondem a um
sistema de leques aluviais, na qual a Fácies Quilombinho corresponde a porções proximais de
leques aluviais, e a Fácies Cachoeira do Bom Jardim representa as porções intermediárias de
leques aluviais em clima semi-árido (Weska, 1987).
A Formação Cambambe possui contato discordante paralelo com a Formação Ribeirão
Boiadeiro, e com a Formação Botucatu e discordante angular com o Grupo Cuiabá. O contato
superior é discordante com a Formação Cachoeirinha. Esta formação é constituída por
arenitos de cores predominantes branca, creme e cinza com raros conglomerados polimíticos,
e em pacotes, o arcabouço aberto (Weska, 2006). Esses depósitos foram interpretados por
Weska (1996) como porções distais de um sistema de leques aluviais desenvolvidos em clima
semi-árido a extremo árido.
Posterior à sequência cretácea ocorreu a deposição da Formação Cachoeirinha de idade do
Terciário recobrindo os sedimentos cretáceos por discordância erosiva. Coimbra (1991)
relaciona esta sedimentação a uma deposição posterior à principal atividade tectônica da
Antéclise de Rondonópolis. Schneider et al. (1974) proprôs que a Formação Cachoeirinha
teve sua origem em um ambiente fluvial sob condições climáticas oxidantes.
RESULTADOS
Na bacia Cambambe, foram visitados mais de uma centena de pontos para se observar a
constituição física das rochas cretáceas existes. Predominam arenitos e conglomerados,
pelitos são pouco expressivos.
75
Os afloramentos podem chegar a poucas dezenas de metros, mas raramente ultrapassam os
dois metros de espessura. O mais comum na área de estudo foi sua ocorrência como pisos
chatos e delgados solos residuais que permitiam inferir a rocha sedimentar protolítica. Os
afloramentos descritos são esquematizados através de seções estratigráficas (Figura 5) e uma
seção geológica (Figura 6)confeccionadas para retratar a geologia local. A seguir são descritas
as fácies observadas na área de estudo e sua interpretação paleoambiental.
FÁCIES CONGLOMERADO POLIMÍTICO
Ela se constitui de blocos e matacões, bem arredondados, de composição variada em que se
destacam rochas vulcânicas diversas (p.e., tufos e ignimbritos argilizados com estruturas de
vesículas e amígdalas); e também seixos de quartzitos, arenitos (provavelmente jurássicos),
quartzo leitoso e raramente xisto ou filito (Figura 7). Esta fácies se distribui por toda a área de
estudo, ainda que sua fácil alteração dada a constituição do seu arcabouço torne sua distinção
não tão fácil. Nos raros afloramentos em que se pode observar o empilhamento de suas
camadas, notou-se que suas espessuras são desde centimétricas até 3 m. Não são notadas
estruturas primárias. Por causa disso, não se tem notas do paleofluxo desta fácies. A
geometria é tabular com certa uniformidade na espessura e não há uma trama que se destaque
no conjunto dos clastos do conglomerado (Figura 8). Esta fácies é identificada na base dos
pacotes rochosos e no topo é ausente.
FÁCIES CONGLOMERADO OLIGOMÍTICO
É constituída por de blocos e matacões, bem arredondados, quartzitos e quartzo leitoso
identificados nas seções de topo na área de estudos. Nos afloramentos a qual esta fácies foi
observada ela varia de centímetros a no máximo 2 metros, a geometria pode ser lenticular ou
tabular, não é possível medir paleofluxo desta fácies.
76
Figura 5 – Distribuição arquitetônica dos perfis estratigráficos descritos.
77
Figura 6– Secção geológica entre os rios Casca e Quilombo.
Figura 7: Blocos e matacões, bem arredondados, de composição variada de rochas vulcânicas
diversas (p.e., tufos e ignimbritos argilizados com estruturas de vesículas e amígdalas); e
seixos de quartzitos, arenitos, quartzo leitoso e raramente, xisto ou filito.
78
Figura 8: Em destaque a geometria é tabular com certa uniformidade na espessura e não há
uma trama que se destaque no conjunto dos clastos do conglomerado.
FÁCIES ARENITO
Esta é a fácies mais abundante na área de estudo. Pode ser dividida em duas classes:
litarenitos e quartzarenitos.
Litarenitos: Em campo, são róseos com outras cores subordinadas, granulometria média
em matriz silto-argilosa. Contudo, são mal selecionados com presença comum de seixos e
blocos dispersos em meio ao litarenito, em geral, litoclastos de vulcânicas. Esta fácies possui
estruturas sedimentares diversas e geometria tabular com eventual espessamento e
adelgaçamento lateral. Ela possui restos de fósseis de dinossauros terrestres (Figura 9) e
porções marcadas por cimentação intensa de sílica e de carbonato. As espessuras são variadas:
onde é possível notar o contato das camadas de arenito, nota-se que estas têm espessuras
desde centimétricas até 1 m (Figura 10); onde não se nota o contato das camadas de arenito
entre si, esta fácies podem chegar à dezena de metros de espessura, nesta condição, em geral,
possui aspecto maciço. Nas camadas mais delgadas podem ser observadas estruturas
sedimentares: 1) laminação plano paralela com linhas de minerais pesados; 2) laminação
79
cruzada de baixo ângulo; 3) acamamento amalgamado (camadas de 5 a 10 cm; ou ainda); 4)
estratificação cruzada tabular tangencial são raramente vistas, provavelmente por causa da
alteração da rocha e afloramentos pouco preservados; 5) formação de raras almofadas e
estruturas de sobrecarga; 6) depósitos residuais de seixos e grânulos; 7) fraturamento e
brechamento por exposição com formação de vênulas brancas; 8) superfícies de acamamento
e de reativação realçadas pela presença de filmes e lâminas de sílica em meio ao arenito
maciço; e 9) vênulas horizontais e oblíquas com textura boxwork. Ocorrem também tubos de
quase 30 cm de comprimento, ornamentados, ramificados em Y invertido e com parede
espessa de ate 8 mm. O centro do tubo é preenchido com cimento de carbonato.
Figura 9: Restos fósseis de dinossauros terrestres encontrados na área de estudo.
Quartzoarenito: Em campo, têm cor de laranja a vermelho, são preferencialmente friáveis,
livres de matriz, moderadamente a bem selecionados e maciços. Tal qual a fácies litarenito,
também apresenta grânulos e mais raramente seixos dispersos. Estes clastos, contudo, tendem
a ser de silexito e, mais raro, apenas de quartzo (composição oligomítica). Estas camadas
ocupam uma posição estratigráfica preferencial: ocorrem nas porções mais altas da seção
80
geológica estudada. Nestes, as camadas são delgadas (até 10 cm), formando pacotes
amalgamados ou com granodecrescência. No topo das camadas granodecrescentes, pode
ocorrer filmes de pelitos com delicadas estruturas antigas de gretação.
Figura 10: Camadas com espessuras variadas, onde é possível notar o contato das camadas de
arenito, nota-se que estas têm espessuras desde centimétricas até 1 m.
A bioturbação também é notada eventualmente nas camadas de quartzarenito. Elas se
caracterizam como tubos verticais a oblíquos, de 2 a 3 cm de tamanho, difusos e quase
indistintos. Ou em camadas com aspecto mosqueado ao lado de marcas de raízes parcialmente
silicificadas. Estruturas biogênicas não são incomuns e se mostram como: tubos verticais e
ramificados, silicificados, sem ornamentação e com preenchimento idêntico à rocha
hospedeira; e) como icnofósseis semelhantes aos traços deixados por inseto (besouro ou
formiga) (Figura 11).
81
Figura 11: Icnofósseis semelhantes aos traços deixados por inseto (besouro ou formiga).
FÁCIES SILTITOS E PELITOS
Siltitos e pelitos. São raras estas camadas e quando ocorreram, estiveram associadas com
os litarenitos. Apresentam cor rósea e camadas de poucos centímetros de espessura.
Internamente, pode-se notar laminação plano paralela, embora seja mais comum estas
camadas serem maciças. O fraturamento é uma estrutura comum nestas camadas e leva à
disjunção estrutural da camada e formação de estruturas do tipo peds (Figura 12) tanto
verticais quanto horizontais. Ao longo dos planos de fratura, ocorre intensa lixiviação. Estas
camadas possuem aspecto mosqueado ao lado de marcas de raízes parcialmente silicificadas.
MODELO PALEOAMBIENTAL
Historicamente, os depósitos do Cretáceo aflorantes no município de Chapada dos
Guimarães têm sido atribuídos à evolução de ambientes continentais de um sistema aluvionar
(Weska, 1987; Coimbra, 1991).
82
Figura 12: Siltito, fragmentado e com disjunção estrutural da camada e formação de estruturas
do tipo peds tanto verticais quanto horizontais.
Na área de estudo, os resultados obtidos permitem inferir uma distribuição de fácies
conforme o modelo de Stanistreet & McCarthy (1993), ou seja, os depósitos de fluxo detrítico
com intercalações de fluxo turbulento, são correspondentes aos depósitos proximais ou
superiores que estão localizados próximos à escarpa, seguidos por depósitos de fluxo
turbulento e na porção mais distal, predominam os depósitos de canais e paleossolos.
Estas fácies apresentam depósitos com geometria tabular ou lenticulares em escala de
campo, ora com certa uniformidade na espessura, ora com eventual espessamento e
adelgaçamento lateral, aliada à trama livre de organização espacial dos grãos, sugerem a
porção mais espraiada proximal a mediana deste sistema de ambientes aluvionares. O sistema
aluvionar se caracteriza pelo ajuntamento de ambientes subaquosos, subaéreos e um misto
entre ambos que se interdigitam continuamente no tempo.
Nas associações de fácies possuem o predomínio camadas arenosas, com geometria tabular
ou lenticular, espessas, muitas vezes bioturbados, com pequenos canais. Os ambientes
sedimentares conforme Williams et al. (1970) existe durante um período de tempo
83
considerável e por toda uma área também considerável, que pode variar dentro de limites no
tempo para outro ambiente. Por tanto, é sugerido que os depósitos sobrepostos aos leques
aluviais gravitacionais e fluviais sejam separados temporalmente entre si por uma
discordância.
No caso dos leques aluviais, o ambiente tende a ser raso com formação de pequenas praias
sobre barras laterais, por exemplo, o que se denota pelo registro das camadas de litarenito com
laminação plano-paralela com minerais pesados. Os minerais pesados são retrabalhados desta
forma apenas na região de espraiamento da corrente sobre a barra ao estilo depósito de placer
em praias. As estruturas de almofadas e estruturas de sobrecarga são condizentes com um
ambiente subquoso, mas sujeito a inundações repentinas que trazem pulsos bruscos de areia
com densidade maior comparada àquela dos sedimentos depositados na bacia. A deposição
destes faz com que as camadas arenosas recém-depositadas afundem no leito pré-existente e
deixe como marcas as estruturas de sobrecarga. As feições silicificadas e carbonatadas
representam manisfestações diagenéticas.
A ocorrência de fósseis de dinossauros está restrita ao ambiente terrestre e isto mostra que,
além de tudo, o ambiente tendia a ter comumente o leito arenoso exposto à intempérie. Nos
depósitos de ambiente fluvial também é comum encontrar registro de exposição subaérea na
qual se proporcionou as condições para desenvolvimento de uma paleofauna registrada
através icnofosseis de tubos de inseto como aqueles encontrados na área de estudo com quase
30 cm de comprimento, ornamentados, ramificados em Y invertido e icnofósseis semelhantes
aos traços deixados por besouro ou formiga.
Os depósitos de leques aluviais possuem um padrão de canais mais distributários que
tributário conforme Miall (1990). Esta arquitetura das fácies sugere que o leque aluvial
desenvolvido era dominado por gravidade com declividades superiores a 1,5º (Assine, 2008).
84
Nestes depósitos a proximidade com a área-fonte é apontada pela presença abundante de
clastos extraformacionais de rochas metamórficas tais como quartzitos, vulcânicas e filitos.
A mudança de um arcabouço com abundante presença de clastos de vulcânicas como
ignimbrito, tufos e basaltos e por litarenito mal selecionado com presença frequente de seixos
e blocos dispersos, para um arcabouço onde as rochas vulcânicas é ausentes ou muito rara e a
redução da variedade de rochas metamórficas reforça a interpretação de campo na qual foi
inferida um discordância entre dois pacotes de rochas, sendo os pacotes inferiores atribuídos à
Formação Ribeirão Boiadeiro e os superiores à Formação Cambambe.
A deposição da Formação Ribeirão Boiadeiro ocorreu simultânea à atividade vulcânica da
Província Ígnea do Poxoréu representada pela Formação Paredão Grande com idade 83,9 +-
0,4 Ma (Ar40/Ar39) datado por Gibson et al. (1997), com isso pode-se sugerir que estas duas
formações se desenvolveram nos andares Santoniano até o Campaniano.
O desenvolvimento da bacia prosseguiu no cretáceo com a deposição da Formação
Cambambe cuja litoestratigrafia permite posiciona-la nos andares Campaniano/Maastrichtiano
devido à existência de conteúdo fóssil cretáceo e por estar posicionada sobre a Formação
Ribeirão Boiadeiro.
Os depositos descritos foram interpretados como associações de fácies que representam
paleoambientes de fluxo de detritos, colapso de fluxo turbulento, paleossolos e preenchimento
de canais (Figura 13). Estas associações estão descritas a seguir:
85
Figura 13: Relação entre unidades estratigráficas, ambientes e fácies sedimentares.
PALEOAMBIENTE DE FLUXO DE DETRITOS
Na área estudada, os conglomerados polimíticos e os litarenitos maciços com seixos e
blocos de origem variada marcam depósitos de fluxo de detritos. Nesta associação de fácies, o
litarenito tende a ser vermelho mais que róseo. Eles ocorrem ao longo de todo o depósito da
Formação Ribeirão Boiadeiro e estão restritos a esta formação. Aparentemente, são mais
abundantes na sua porção inferior onde podem alcançar até 10 m de espessura (ponto m49)
com a repetição do par conglomerado-litarenito (Figura 14). As fácies desta associação
paleoambiental caracterizam fluxo de alta viscosidade e energético, registrado por meio da
organização granodecrescente dos pares conglomerado-litarenito e a estrutura maciça destes
pares. Nestes, o litarenito tende a apresentar seixos e blocos de mesma composição do
conglomerado dispersos dentro de suas camadas. No fluxo de detritos, os seixos e blocos são
levados por arraste, rolamento e saltação. O material arenoso, por sua vez, corresponde à
carga de suspensão aprisionada na zona basal do fluxo turbulento de mais baixa velocidade
(Giannini & Ricominni, 2000). A espessura de até 10 m pode indicar um fluxo de longa
duração ou intensa recorrência do fluxo de detritos em tempo muito curto.
COLAPSO DE FLUXO TURBULENTO
Esta associação de fácies também está restrita à Formação Ribeirão Boiadeiro. O
paleoambiente se caracterizava pela agradação de camadas (menores que 10 cm) de litarenito
fino a médio, maciço que formavam acamamento amalgamado. Ela se posiciona
86
imediatamente acima do depósito de fluxo de detritos e forma um pacote de até 3 metros. A
inibição na formação de estruturas sedimentares em camadas de arenitos amalgamados é uma
resposta ao processo de fluxos turbulentos (p.e., o fluxo de detritos) de longa duração (Kneller
& Branney 1995; Camacho et al. 2002), como no caso da área de estudo, mas com alta taxa
de sedimentação. Ela representa uma zona de transição entre o fluxo de alta viscosidade e o
meio deposicional subsequente menos energético.
PALEOAMBIENTE DE PALEOSSOLOS
A formação de paleossolos é comum em depósitos aluvionares. Na área de estudo são
encontrados nas formações Cambambe e Ribeirão Boiadeiro, contudo predominam na
segunda unidade. Dois tipos paleossolos podem ser notados hidromórfico e não
hidromórfico:
O palessolo hidromórfico é uma mistura de sedimentos finos (areia muito fina e silte) sem
preservação de estruturas primárias e estrutura secundária tubular vertical impregnadas por
oxi-hidróxidos de ferro que dão destaque a estes túbulos pela cor marrom em meio a matriz
cinza clara. Os túbulos são descontínuos, mas são notados ao longo de toda camada que pode
atingir até 2,2 m de espessura. Os túbulos tem diâmetro de poucos centímetros (até 4 cm).
Esta associação de paleossolo hidromórfico é restrita e ocorreu apenas em um ponto (m49)
imediatamente acima dos depósitos de fluxo de detritos. A presença de túbulos verticais
impregnados com oxi-hidróxido de ferro e o aspecto maciço pela perda da estruturação
primária atestam a condição de alteração pós-deposicional. A formação de estruturas verticais
e a impregnação são comuns em ambientes subaquoso em que o rebaixamento do nível de
base ou o deslocamento das fácies de águas mais profundas torna o ambiente mais favorável a
condições paludais. Nestas condições, é comum o Eh favorecer o deslocamento do íon Fe na
forma reduzida ao longo dos túbulos durante o nível mais elevado da água. Com o
87
rebaixamento, as condições tornam-se mais oxidantes e os túbulos são “tingidos” de marrom
pela precipitação de oxi-hidróxido de ferro. A matriz é preservada com a cor de lixiviação, ou
seja, o pálido cinza claro. A continuação deste processo leva à formação de um horizonte
mosqueado e nodular de ferro semelhante à plintita (Verrechia, 2007). A preservação deste
horizonte de paleossolo hidromórfico em fase juvenil sem evoluir para o horizonte
mosqueado é atribuída à mudança na taxa de sedimentação. Sobre os depósitos do paleossolo
hidromórfico desenvolvem-se os depósitos de preenchimento de canais o que condiz com uma
mudança no estilo deposicional da bacia neste momento.
Figura 14 – Detalhe dos clastos e matacões, abundantes na sua porção inferior onde podem
alcançar até 10 m (ponto m49) com a repetição do par conglomerado-litarenito.
Paleossolo não hidromórfico é o mais comum na área de estudo. Este paleoambiente é
registrado por meio do litarenito fino com estruturas tipo peds, siltito e pelito também com
peds, mosqueamento com marcas de raízes e fraturamento por dissecação. Seus depósitos são
mais espessos com espessuras que podem chegar a poucos metros. Fraturas com intensa
lixiviação são atribuídas ao processo de pedogênese. Nesta condição, o fraturamento e
brechamento observados em camadas pré-existentes de siltito e arenito são atribuídos à
88
exposição subaérea. A formação de vênulas brancas e calcretes (Figura 15) identificas em
campo, com descrição petrografia realizada em laboratório notando-se estágios de
desenvolvimento de paleossolos retratados por variações nas laminas de carbonatos. Nestas
camadas faz parte do processo pedogênico e são comumente referenciados como platy peds
horizontais (Basilici & Dal’Bó., 2010); além disso, ocasionalmente estas vênulas podem
formar textura boxwork. Estruturas biogênicas não são incomuns e se mostram como: 1) tubos
verticais e ramificados, silicificados, sem ornamentação e com preenchimento idêntico à
rocha hospedeira; e 2) como icnofósseis semelhantes aos traços deixados por inseto (besouro
ou formiga). Neste caso, o lençol freático provavelmente está muito rebaixado o que
favoreceria pacotes mais espessos de paleossolos e a proliferação de animais como insetos e
besouros ao longo do sedimento em alteração. Estas fácies marcam uma parada deposicional
do meio com eventual exposição a processos intempéricos com fraturamentos, brechação,
gretamento e proliferação de vegetação.
Figura 15: A formação de calcretes, de coloração branca, nestas camadas faz parte do
processo pedogênico.
89
PALEOAMBIENTE DE PREENCHIMENTO DE CANAIS
Não é fácil observar este paleoambiente na área de estudo. Embora sejam muito comuns
em sistemas aluvionares, nos depósitos cretáceos da Bacia Cambambe, eles são restritos à
porção superior das regiões de Rancho Queimado, Múcio Albernaz e ponto m49. Formam-se
nestes, pacotes com poucos metros de espessura e a geometria de canal é apenas sugerida pela
disposição das camadas já que a continuidade lateral dos afloramentos não permitiu que fosse
notada. As camadas se caracterizam como barras de areia litarenítica, ora com adelgaçamento
e espessamento lateral (ponto m49) (Figura 16 e 17), ora com bases escavadas côncavas
marcadas por depósitos residuais de seixos com topo chato (demais pontos citados). O arenito
mostra estruturas plano paralelas e até estratificação cruzada de baixo ângulo. As camadas
mais delgadas de litarenito também mostram estruturas centimétricas semelhantes às de
sobrecarga. Por fim, litarenito com estratificação cruzada tabular tangencial é notada embora
não seja comum. Os depósitos de preenchimento de canal ocorrem imediatamente acima da
associação de fácies de fluxo de detritos, colapso de fluxo turbulento ou também
imediatamente acima da próxima associação a ser apresentada que fora atribuída à
paleossolos. Esta posição estratigráfica sugere que os canais da área de estudo (provavelmente
entrelaçados, já que não se notaram depósitos de planície de inundação nas sucessões
estudadas) representam o retorno às condições normais de deposição após a desestabilização
dos taludes aluviais e o retrabalhamento parcial dos depósitos destes taludes. As fácies de
fluxo de detritos e preenchimento de canal se alternam ao longo da sucessão estudada, sendo
que os depósitos de preenchimento de canal tendem a ser menos expressivos.
90
Figura 16: As camadas se caracterizam como barras de areia litarenítica, ora com
adelgaçamento e espessamento lateral, ora com bases escavadas côncavas marcadas por
depósitos residuais de seixos com topo chato.
Figura 17 - A mudança da constituição do arcabouço litológico de litarenito (B) para (A)
sugere um intervalo de tempo entre as duas deposições, ou seja, uma discordância.
CONCLUSÕES
Foram identificadas interpretados 4 paleoambientes sendo eles: fluxo de detritos, Colapso
de fluxo turbulento, preenchimento de canais e paleoambiente de paleossolos. Este conjunto
91
representa a evolução de um ambiente de leques aluviais, no cretáceo superior entre os
andares Santoniano e Maastrichtiano (Figura 18). As rochas cretáceas sedimentares da área de
estudo são subdividas em duas unidades separadas por uma discordância. Os contatos
inferiores são com as rochas da Bacia do Paraná e com a rochas do Grupo Cuiabá e o contato
superior é com a Formação Cachoeirinha. As associações de fácies apresentam a típica
formatação de um sistema de leques aluviais.
Figura 18 – Modelo de evolução da Bacia Cambambe entre o final do Andar Santoniano e o
andar Maastrichtiano.
AGRADECIMENTOS
Agradeço a Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT) pela estrutura disponibilizada
ao longo da realização de todas as etapas do trabalho e a Coordenação de Aperfeiçoamento
em Nível superior pela bolsa concedida (CAPES).
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