Universidade de Braslia UnB Instituto de Geocincias IG

RITMITO SUPERIOR DO GRUPO PARANO E FIM DA DEPOSIO

NA MARGEM PASSIVA

Dissertao de Mestrado 219

Samuel Fernandes da Costa Neto

Braslia

Dezembro de 2006

Universidade de Braslia UnB Instituto de Geocincias IG

RITMITO SUPERIOR DO GRUPO PARANO E FIM DA DEPOSIO

NA MARGEM PASSIVA

Dissertao de Mestrado 219

Samuel Fernandes da Costa Neto Orientadora: Dra. Edi Mendes Guimares (UnB) Examinadores: Dr. Carlos Jos Souza de Alvarenga (UnB) Dr. Marco Antnio Fonseca (UFOP)

Braslia Dezembro2006

UnB Universidade de Braslia Instituto de Geocincias

RITMITO SUPERIOR DO GRUPO PARANO E FIM DA DEPOSIO

NA MARGEM PASSIVA

SAMUEL FERNANDES DA COSTA NETO

Orientadora: Dra. Edi Mendes Guimares

Dissertao apresentada ao curso de mestrado em geologia da Universidade de Braslia, para obteno do ttulo de mestre em geologia.

rea de Conteno: Geologia Regional

Braslia Dezembro de 2006

AGRADECIMENTOS Bendize, minha alma, ao Senhor, e no te esqueas de nenhum dos seus benefcios.

Salmos 103:02

Agradeo acima de tudo a Deus, sem o qual no sou nada, e nunca teria feito nada.

Agradeo a minha famlia pela fora e apoio to importantes para meu xito. Agradeo

muito a minha noiva Viviane Figueredo, por compreender e aceitar meus perodos de

afastamento e pelo cuidado que tem comigo.

Um agradecimento especial aos amigos Brbara Nascimento, Diana Valadares e Saulo

Carreiro pela ajuda fundamental nos momentos finais desta dissertao.

Agradeo muito a minha orientadora, Prof. Dra Edi Mendes Guimares, pelas horas sem

fim, que esteve me ajudando e pela pacincia nos momentos de correo.

E agradeo ao Laboratrio de Raios X da Universidade de Braslia pelo suporte tcnico

para realizao deste trabalho.

Aos coordenadores do curso de ps-graduao do Instituto de Geocincias pela

oportunidade concedida. E ao Instituto de Geocincias da Universidade de Braslia pela acolhida

e pelo auxlio para que este trabalho tivesse sucesso.

Obrigado

RESUMO

O Ritmito Superior, do Grupo Parano a unidade de topo na regio de Bezerra, e est

inserido na Faixa de Dobramentos Braslia. Caracterizado por uma ampla variao faciolgica,

que compreende siltitos laminados, folhelhos negros, arenitos e intercalaes rtmicas de siltitos e

argilitos, nveis glauconticos e lentes carbonticas, por vezes estromatolticas, o Ritmito Superior

predominantemente terrgeno na base com contribuio carbontica no topo.

A variao faciolgica do Ritmito Superior, aliada imaturidade e origem fluvial do seu

substrato Nvel Arcosiano - demonstra condies de deposio contrastantes com a

homogeneidade caracterstica de bacia de margem passiva, das demais unidades do Grupo

Parano.

O Ritmito Superior compreende cinco fcies definidas pela composio e estruturas,

distribudas irregularmente: 1) Fcies de Ritmito Sltico, 2) Fcies Glaucontica, 3) Fcies

Arenito, 4) Fcies de Folhelho, 5) Fcies Carbontica. A Fcies Glaucontica constitui o marco da

unidade, tendo ocorrncia mais ampla, indicativa de um evento transgressivo. Apresenta-se mais

freqente como arenito verde constitudo por porcentagens variadas de glauconita, quartzo,

feldspato e xidos de ferro, nos nveis com contribuio carbontica contm tambm a clorita.

Est fcies tambm forma lminas irregulares nos folhelhos, por vezes associada a fosfatos. As

fcies pelticas so constitudas quase exclusivamente por ilita, com contribuio menor de

quartzo e feldspato, enquanto os arenitos so feldspticos. A Fcies Carbontica constitui corpos

mtricos intercalados nos flolhelhos, contendo estromatlitos do tipo Conophyton, de dimenses

decimtricas, comumente quebrados e com sentido de crescimento variado.

Os dados de petrografia, raios-X e qumica mineral, mostram que esta unidade foi

submetida a deformaes ps-sedimentares que geraram clivagens espaadas, planares ou no,

com recristalizao de filossilicatos. Porm o ndice de cristalinidade da ilita ICI e qumica

dos filossilicatos confirmam que apesar destas deformaes as rochas da Unidade Ritmito

Superior atingiram a anquizona, mas no alcanaram o metamorfismo.

Diferentes espessuras do Ritmito Superior, a falta de continuidade lateral de fcies,

estruturas de deformao sin-sedimentar, estromatlitos colunares quebrados e com diferentes

orientaes de crescimento indicam instabilidade do substrato.

O comeo desta instabilidade marcado pela Unidade Nvel Arcoseano, cuja rea fonte

de composio granito-gnissica foi soerguida, provavelmente, como efeito da flexo da litosfera

em resposta colocao de uma carga tectnica, no emersa, no interior da bacia. Pode tambm

estar associada a esta flexo, o evento transgressivo marcado pela Fcies Glaucontica.

Desta forma as rochas da Unidade Ritmito Superior do Grupo Parano apresentam feies

que podem ser atribudas ao incio da inverso da bacia de margem passiva, relacionada

Orogenia Brasiliana. A deposio desta unidade se deu em um lapso de tempo (time-lag) antes da

emerso do orgeno e a formao da bacia tipo foreland na qual foram depositadas as rochas do

grupo Bambui.

ABSTRACT

In the region of Bezerra, the Ritmito Superior is the top unit of the Parano Group,

inserted in the Braslia Folded Belt. Characterized by an extensive faciologic variation, that

comprises laminated siltstone, black shales, sandstones and rhythmic alternated laminate of

siltstones and mudstones, glauconitic levels and carbonatic lenses, sometimes stromatolitic, the

Ritmito Superior is predominantly terrigenous in the base with carbonatic contribution on the top.

The faciologic variation of the Ritmito Superior, allied to the immaturity and fluvial origin of its

substrate Nvel Arcoseano shows contrasting conditions of deposition with the characteristic

homogeneity of a passive margin basin, from the other units of the Parano Group.

The Ritmito Superior comprises five facies defined by the composition and structures,

irregularly distributed: 1) Fcies Ritmito Sltico, 2) Fcies Glaucontica, 3) Fcies Arenito, 4)

Fcies Folhelho, 5) Fcies Carbontica. The Fcies Glaucontica constitutes the unit remark,

having a more extensive occurrence, indicative of a transgressive event. It occurs more frequently

as green sandstone constituted by variated percentages of glauconite, quartz, feldspars, iron

oxides and, in the levels with carbonatic contribution also contains chlorite. It also forms

irregular sheets in the shales, sometimes associated with phosphates. The pelitic facies are

constituted almost exclusively by illite, with minor contribution of quartz and feldspar, however

the sandstones are feldspatics. Alternated in the shales, the Fcies Carbontica constitutes metric

bodies, containing stromatolites of the Conophyton type of decimetric dimensions, commonly

broken and with a variated direction of growing.

The petrography, X-ray and mineral chemistry data, demonstrate that this unit was

submitted to post-sedimentary deformations that generated spaced cleavages, planar or not, with

filossilicates recrystalization. Althoug the illite crystallinity index - ICI - and filossilicates

chemistry confirm that in despite of this deformations the rocks from the Ritmito Superior Unit

reached the anchizone, but they did not reach the metamorphism.

The different thickness of the Ritmito Superior, the lack of lateral continuity of facies, sin-

sedimentary deformation structures and broken colunar stromatolites with different growth

orientation indicate an instability in the substract.

The beginning of this instability is marked by the Nvel Arcoseano, which the source area

of granite-gnaissic composition was emerged, probably, as an effect of the lithosphere flexion

resulting of the overthrusting on the continental slope before the subaerial exposition of the thrust

belt. It should be also associated to this flexion, the transgressive event marked by the Facies

Glauconitica.

In this way, the sedimentological characteristics of the Ritmito Superior of the Parano

Group should be attributed to the initial accretion of a terrane to the continental slope, which

changes the passive margin to the compressional Braslia Orogen. The deposition of the Ritmito

Superior took place in a time-lag before the emersion of the orogen and the formation of a

foreland basin in which were deposited the sediments of the Bambu Group.

ndice AGRADECIMENTOS

RESUMO

ABSTRACT

01 INTRODUO ..............................................................................................................001

02 - GEOLOGIA REGIONAL. ................................................................................................005

2.1 - Grupo Parano .............................................................................................005

2.2 - Formao Jequita .......................................................................................007

2.3 - Grupo Bambu ..............................................................................................008

As bacias de deposio dos Grupos Parano e Bambu ................................................009

03 - FILOSSILICATOS CONTEXTO DEPOSICIONAL E EVOLUO DIAGENTICA ...........013

NOMENCLATURA DOS FILOSSILICATOS E ARGILOMINERAIS ..............014

3.1 - Filossilicatos nas Rochas Sedimentares .......................................................016

3.1.1 - Argilominerais autignicos ...............................................................016

3.2 - Evoluo dos filossilicatos.............................................................................017

3.3- Deformao ps-deposicional ........................................................................019

04 - MATERIAIS E MTODOS ..............................................................................................020

05 - RITIMITO SUPERIOR DO GRUPO PARANO: ...............................................................023

5.1 - Unidade Nvel Arcosiano ..............................................................................023

5.2 - Unidade Ritmito Superior ............................................................................028

5.1.1 - Fcies de Ritmito Sltico .................................................................032

5.1.2 - Fcies Glaucontica .........................................................................038

A - Arenito glauconitico verde: ........................................................038

B - Pelitos com glauconita: ..............................................................044

C - Arenito claro com gros de glauconita:.....................................047

D - Brechas Glauconticas: ..............................................................047

5.1.3 - Fcies Arenito ..................................................................................050

5.1.4 - Fcies Folhelhos Negros .................................................................056

5.1.5 - Brechas de folhelhos e carbonatos..................................................062

5.1.6 - Fcies carbontica ..........................................................................062

5.2 - Estratigrafia das formaes Jequita e Sete Lagoas na regio estudada .065

5.2.1 - Formao Jequita .........................................................................065

A) Fcies Diamictitos ...................................................................065

B) Outras fcies da Formao Jequita ........................................066

i - Ritmito Silte Argiloso......................................................066

ii - Arenitos...........................................................................066

5.2.2 - Formao Sete Lagoas Grupo Bambu ....................................070

Consideraes sobre o ambiente de deposio na Unidade Ritmito

Superior e nveis adjacentes. ............................................................................................. 074

06 - FILOSSILICATOS DO RITMITO SUPERIOR: MINERALOGIA E QUMICA MINERAL .......075

6.1 - Argilominerais ..............................................................................................075

6.2 - Micas detrticas e Ilitas .................................................................................078

6.3 - Glauconitas e minerais associados ..............................................................080

6.4 - Qumica mineral dos Filossilicatos .............................................................082

Diagnese ....................................................................................................089

07 - CONTEXTO DEPOSICIONAL DO RITMITO SUPERIOR E EVOLUO DA BACIA ..........090

7.1 - Substrato do Ritmito Superior O Nvel Arcosiano .................................090

7.2 - O Ritmito Superior e suas fcies .................................................................091

A) Glauconitas: gnese e implicaes no contexto tectnico da bacia .......091

B) Nveis carbonticos ...............................................................................093

C) Deposio do Ritmito Superior .............................................................094

7.3 - Unidades ps Ritmito Superior ...............................................................095

A) Formao Jequita .................................................................................095

B) Formao Sete Lagoas ...........................................................................096

7.4 - Evoluo ps-deposicional ...........................................................................097

08 - CONSIDERAES FINAIS ..............................................................................................099

09 REFERNCIAS BIBLIOGRFICAS ................................................................................102

10 ANEXOS .......................................................................................................................110

Anexo I: Anlise por Microssonda Eletrnica......................................................... I-1

Anexo II: Anlises por difrao de Raios X............................................................ II-1

ndice de Figuras:

Figura 1.1: Mapa de localizao e vias de acesso. .............................................................004

Figura 2.1: Correlao das colunas estratigrficas do Grupo Parano...............................011

Figura 2.2: Esboo geolgico da regio de Bezerra ...........................................................012

Figura 3.1: Representao do empilhamento das folhas tetra e octadricas ......................015

Figura 5.1: Esboo geolgico da regio de Bezerra. ..........................................................024

Figura 5.2: Perfis esquemticos da regio de Bezerra. ......................................................025

Figura 5.3: Estruturas sedimentares do Nvel Arcosiano. ..................................................027

Figura 5.4 Fotomicrografia dos aspectos gerais do Nvel Arcosiano.................................027

Figura 5.5: Detalhes do Ritmito Superior...........................................................................029

Figura 5.6: Coluna estratigrfica da Fazenda Alegre. ........................................................032

Figura 5.7: Coluna estratigrfica do Rio Crixs - sul. ........................................................033

Figura 5.8: Fotomicrografia dos aspectos da Fcies Ritmito Sltico..................................034

Figura 5.9: Fotomicrografia da deformao sin- e ps-deposicionais dos Ritmito Sltico.035

Figura 5.10: Fotomicrografia da clivagem marcada pela recristalizao dos filossilicatos 036

Figura 5.11: Difratograma da Fcies Ritmito Sltico. ........................................................037

Figura 5.12: Difratograma da Fcies Glauconita................................................................040

Figura 5.13: Fotomicrografia dos arenito glaucontico verde ............................................041

Figura 5.14: Fotomicrografia dos arenito glaucontico verde ............................................042

Figura 5.15: Fotomicrografia dos arenito glaucontico verde. ...........................................043

Figura 5.16: Fotomicrografia de pelitos com glauconita....................................................045

Figura 5.17: Fotomicrografia de pelitos com glauconita....................................................046

Figura 5.18: Coluna estratigrfica da Cachoeira do Rio Crixs .........................................048

Figura 5.19: Fotomicrografia da brecha glaucontica.........................................................049

Figura 5.20: Coluna estratigrfica do Crrego Sossego. ....................................................052

Figura 5.21: Fotomicrografia de arenitos claros com glauconita. ......................................053

Figura 5.22: Fotomicrografia dos Fcies Arenito...............................................................054

Figura 5.23: Fotomicrografia de detalhe de gro de glauconita no arenito........................055

Figura 5.24: Difratograma da Fcies Arenito.....................................................................055

Figura 5.25: Coluna estratigrfica do Rio Crixs - oeste. ..................................................058

Figura 5.26: Fotomicrografia de folhelhos negros com glauconita....................................059

Figura 5.27: Fotomicrografia de folhelhos. ........................................................................060

Figura 5.28: Difratograma da Fcies Folhelho Negro........................................................061

Figura 5.29: Coluna do Rio Crixs - norte. ........................................................................064

Figura 5.30: Fotomicrografia do contato entre os folhelhos negros e o diamictito............067

Figura 5.31: Fotomicrografia do diamictito. ......................................................................068

Figura 5.32: Fotomicrografia do diamictito. ......................................................................069

Figura 5.33: Correlao estratigrfica. ...............................................................................071

Figura 6.1: Difratograma de material expansivo ................................................................077

Figura 6.2: ndice de Cristalinidade da Ilita .......................................................................080

Figura 6.3: Diagrama de composio total dos filossilicatos .............................................083

Figura 6.4: Relao entre K e Si de amostras de glauconita. .............................................083

Figura 6.5: Relao entre o Al do tetraedro e o Al do octaedro .........................................084

Figura 6.6: Soma de lcalis em funo da ocupao do octaedro ......................................084

Figura 6.7: Relao entre a composio dos stios das amostras SB008 ...........................085

Figura 6.8: Relao da composio dos stios das amostras dos pelitos. ...........................086

Figura 6.9: Relao entre cargas octadricas e tetradricas. ..............................................086

Figura 6.10: Composio das micas e glauconitas relao entre Mg e Si.......................087

Figura 6.11: Diagrama MR3+-R3+-R2+.......................................................................................................................... 088

Figura 6.12: Relao entre as cargas do tetraedro e octaedro das glauconitas...................088

Figura 7.1: Blocos diagrama com a interpreteo da evoluo

da sedimentao na rea de estudo....................................................................................098

ndice de Tabela:

Tabela 3.1: Nomenclatura dos filossilicatos.......................................................................014

Tabela 4.1: Amostras analisadas. .......................................................................................022

Tabela 5.1: Composio modal das fcies do Ritmito Superior ........................................072

Tabela 6.1: Frmula estrutural de filossilicatos..................................................................082

Tabela 6.2: Amostras analisadas por microssonda eletrnica ............................................082

Captulo 1 ______________________________________________________________________

1

01 - INTRODUO

O mecanismo de formao e de subsidncia das bacias de margem passiva e do tipo

foreland so bem conhecidos na literatura, assim como tambm o as feies faciolgicas das

primeiras (Klemme 1971, Asmus & Porto 1972, Bally and Snelson 1980, Kingston et al. 1983,

Raja Gabaglia e Figueiredo 1990). Entretanto, apesar de bem discutido, ainda restrito o

conhecimento sobre a distribuio de fcies das bacias do tipo foreland (Beaumont 1981, Jordan

1981, Karner 1987, Allen & Allen 1990, Einsele 1992, Cant & Stockmal 1993).

Ainda mais restrito, so os dados sobre o momento da transio do regime distensivo

(subsidncia trmica) para o regime compressivo (subsidncia flexural). Esta dificuldade se deve

principalmente ausncia de marcadores estratigrficos e sedimentares caractersticos, j que a

inverso da bacia antecede a emerso de nova rea fonte de sedimentos.

O Grupo Parano, de idade proterozica, apresenta caractersticas de margem passiva

(Dardenne 1981, Faria 1995), sendo parcialmente recoberto pela seqncia glaciognica da

Formao Jequita, ou pelos pelitos e rochas carbonticas da base do Grupo Bambu.

Citado repetidas vezes como produto de sedimentao epicontinental, o Grupo Bambu ,

mais recentemente, atribudo deposio em bacia do tipo foreland associada Orognese

Brasiliana. Esta classificao devida composio mineral das suas unidades terrgenas -

subquartzosas com alto contedo ferro-magnesiano - contrastante a natureza slico-aluminosa das

rochas do Grupo Parano (Guimares 1993, 1997, Castro 1997), mas o incio da inverso da

bacia de margem passiva - Grupo Parano - para a bacia do tipo foreland - Grupo Bambu

permanece ainda obscura.

Na regio de Bezerra, o Grupo Parano representado pela sua poro mdio-superior,

encerrando-se com a Unidade Ritmito Superior (Guimares 1997). A distribuio de fcies desta

unidade apresenta um contraste expressivo, quando comparada com os nveis subjacentes. As

unidades basais do Grupo Parano so contnuas e correlacionveis por mais de 300 km no

sentido norte-sul, desde Alto Paraso a Cristalina (Faria 1995). Por outro lado, difcil, na regio,

a correlao de nveis do Ritmito Superior, formado por litofcies interdigitadas de dimenses

mtricas a quilomtricas.

Captulo 1 ______________________________________________________________________

2

O conhecimento do Ritmito Superior fundamental para a compreenso do contexto

tectnico do final da margem passiva - Grupo Parano - e sua possvel relao com a transio

para a bacia do tipo foreland - Grupo Bambu

Considerando que os filossilicatos guardam informaes tanto de provenincia e

condies de deposio, como das transformaes ps-deposicionais, o presente trabalho enfatiza

as caractersticas texturais e composicionais das fcies pelticas e suas associaes para a

contextualizao sedimentolgica e estratigrfica do Ritmito Superior.

Objetivos

Em vista das consideraes anteriores e da ocorrncia da Unidade Ritmito Superior do

Grupo Parano, na regio de Bezerra, municpio de Formosa (GO) - onde afloram seus contatos

inferior e superior, alm de variadas litofcies - foi desenvolvido o presente trabalho, na tentativa

de contextualizar o topo da seqncia de margem passiva na evoluo da bacia, tendo como

objetivos:

- identificao das diferentes litofcies do Ritmito Superior e a comparao de suas

condies de deposio;

- a caracterizao mineralgica e da qumica mineral dos filossilicatos;

- a distino das feies deposicionais, diagenticas e deformacionais das rochas;

- a interpretao das suas relaes com a Orognese Brasiliana.

Para facilitar a discusso no corpo do trabalho, a regio de estudo foi dividida em duas

reas: a poro oeste do vilarejo de Crixalndia ou Barreiro, referente s reas prximas ao Rio

Crixs e a poro leste, correspondente a rea da confluncia dos crregos Sossego e Bisnau,

prxima rodovia BR-020 (principal via de acesso, figura 1.1).

As informaes sobre o conhecimento geolgico das unidades de interesse so

apresentadas no captulo 02 e o captulo 03 sintetiza o significado dos filossilicatos em rochas

sedimentares, em especial dos argilominerais neoformados.

O captulo 04 traz as informaes sobre amostragem e tcnicas analticas usadas neste

estudo. O captulo 05 contm os dados de campo, com a caracterizao das litofcies, seu

posicionamento estratigrfico, bem como as relaes da Unidade Ritmito Superior com as

unidades adjacentes.

Captulo 1 ______________________________________________________________________

3

Os dados da difrao de raios X e da qumica mineral, com nfase nas condies

diagenticas, so abordados no captulo 06. O captulo 07 prope um modelo de contexto

deposicional da Unidade Ritmito Superior e da evoluo da bacia, a partir das informaes sobre

a rea.

As consideraes finais so apresentadas no capitulo 08, sugerindo que no Ritmito

Superior esto alguns marcos da inverso da bacia deposicional de margem passiva do Grupo

Parano, antes da emerso do orgeno que criou a bacia foreland registrada pelo Grupo Bambu.

Vazante

Lagamar

Serra deSo Domingos

Cabeceiras

Bezerra

Formosa

Braslia

040

040

354

251

346020 Planaltina

Cristalina

188

MGGO

Diviso Distrital

Diviso estadual

rea de trabalho

Rodovia Federal

Rodovia Estadual

Legenda

1530 -

16 -

48|

46|

Mapa de localizao e vias de acesso

Centro Urbano

Alto Paraso

4

Figura 1.1: mapa de localizao e vias de acesso para a rea de estudo.

Una

020

Captulo 2 ___________________________________________________________________

5

02 - GEOLOGIA REGIONAL

A sntese recente sobre o contexto regional apresenta a Faixa de Dobramentos Braslia

como um conjunto de terrenos e escamas de empurro ... que convergem para leste contra o

Crton do So Francisco, ou ainda cinturo de dobras e cisalhamento Neoproterozico

(790-600 Ma.) desenvolvido margem ocidental do Crton do So Francisco, com

intensidade de deformao e metamorfismo crescente de leste para oeste (Valeriano et al

2004).

As principais unidades litoestratigrficas que compem a Faixa Braslia, no leste de

Gois e oeste de Minas Gerais so os grupos Parano, Canastra, Vazante, Arax, Bambu e a

Formao Jequita, com idades meso a neoproterozicas (Dardenne 1981).

O Grupo Parano, mesoproterozico, uma unidade predominantemente terrgena,

com contribuio carbontica na base e no topo. A unidade superior do grupo, definida no

Distrito Federal como Peltico-Carbonatada (Faria 1995) ou Psamo-Peltico-Carbonatada

(Freitas-Silva e Campos 1998), correlacionvel ao Ritmito Superior (RS) da regio de

Bezerra Cabeceiras (Guimares 1997).

Em contato discordante erosivo sobre diversas unidades do Grupo Parano, est a

Formao Jequita recoberta concordantemente pela Formao Sete Lagoas, base do Grupo

Bambu. A Formao Jequita caracterizada por diamictitos constitudos por clastos diversos

sustentados por uma matriz sltica, com contribuio carbontica.

O Grupo Bambu neoproterozico concordante sobre a Formao Jequita e, na falta

desta, discordante sobre o Grupo Parano. constitudo de uma seqncia argilo-

carbonatada que tem no topo siltitos e psamitos sub-quartzosos.

2.1 - Grupo Parano

Estendendo-se desde a regio de Alto Paraso a norte, at Cristalina, em uma faixa E-

W de cerca de 200 km, o Grupo Parano compreende predominantemente psamitos e pelitos.

Trabalhos preliminares consideraram o conjunto de rochas sedimentares terrgenas da

regio noroeste de Minas Gerais e leste de Gois como pertencentes Serie Lavras Mdio, a

partir de correlao com as seqncias sedimentares descritas no Estado da Bahia por Derby

em 1905 (Oliveira 1967). Essa denominao tinha sido atribuda a todas as seqncias

Captulo 2 ___________________________________________________________________

6

sedimentares terrgenas discordantes sobre o embasamento granito-gnissico ou rochas de alto

grau metamrfico, sendo subjacentes a seqncias glaciais.

Posicionados nestas seqncias, os nveis de ortoquartzitos receberam, no ento

futuro Distrito Federal, a denominao de quartzito Paranau, estando associados s

ardsias do Torto e ao calcrio Palmeiras (Ramos 1956).

Apesar de no constarem da caracterizao inicial da Srie Bambu (Branco e Costa

1961, Oliveira 1967, Scholl 1972 e 1973 in Scholl 1976), os ortoquartzitos, foram

agrupados juntamente com as ardsias como Formao Parano, posicionada na base do

Grupo Bambu (Braun 1968, Barbosa et al. 1969 e 1970, Costa e Angeiras 1970).

Individualizado como Grupo Parano, separado do Grupo Bambu por discordncia

erosiva e por nveis de diamictitos (Dardenne et al. 1976, 1978, Dardenne 1978 e 1979,

Barbosa et al 1969), essa unidade teve sua seo tipo descrita na regio de Alto Paraso (Baeta

et al 1978) e reconhecida como o empilhamento de rochas terrgenas, que se inicia por um

paraconglomerado, sobreposto por pelitos e psamitos, com pequena contribuio carbontica

(Marini et al 1978, Dardenne 1981, Faria.1995).

O grupo comea pelo paraconglomerado So Miguel constitudo de seixos de

quartzitos, cherts, metassiltitos, calcoxistos, calcrios e dolomitos, sustentados por uma matriz

argilo-arenosa e cimento calctico, alm de conter lamelas de especularita. Este nvel

apresenta na seo tipo uma espessura media de 50 metros (unidade A).

A unidade sobreposta constituda de siltitos com contribuio carbontica,

apresentando marcas onduladas, gretas de contrao e diques de areia (unidade B). Sobre ela,

est uma unidade de quartzitos mdios a grossos, com acamamento gradacional,

estratificaes cruzadas tabulares e acanaladas (unidade C).

Segue-se uma unidade de ritmitos formados pela intercalao de quartzitos e siltitos

com gretas de contrao, marcas onduladas, diques de areia e cubos de sais (unidade D).

recoberta por quartzitos grossos a conglomerados finos, com acamamento gradacional,

estratificaes cruzadas, acanaladas e reviradas (unidade E). As unidades de A a E so

bastante continuas e podendo ser correlacionada em diversas colunas (figura 2.1).

Os nveis superiores so predominantemente pelticos, constitudos por siltitos

macios, folhelhos cinza escuros, bem laminados com intercalaes de quartzitos e calcrios

e/ou dolomitos (com Conophytons), alm de ardsias arroxeadas (unidades F, G). O topo

constitudo por uma unidade psamo-pelitica com contribuio carbontica (Dardenne 1981 e

Faria 1995).

Captulo 2 ___________________________________________________________________

7

Na regio de Bezerra e Cabeceiras, o Grupo Parano foi identificado como uma

sucesso de sedimentos terrgenos com contribuio carbontica, na qual se destacam nveis

glauconticos, no estando exposta a sua poro mdia e inferior (Guimares et. al. 1986,

Guimares & Dardenne 1998 e Guimares 1997). Na regio, o Grupo Parano caracterizado

pelas seguintes unidades (figura 2.2):

1) Quartzito Inferior (QI) arenitos ortoquartzticos brancos, puros de granulao

media e poucos feldspatos.

2) Ritmito Inferior (RI) intercalaes de siltitos e arenitos grossos a finos.

3) Nvel Arcoseano (NA) constitudo por nveis de arcseo mdio a fino,

moderadamente selecionado, intercalaes de conglomerados finos com seixos e grnulos de

feldspatos, quartzo e fragmentos lticos, incluido siltitos, dolomitos e folhelhos.

4) Ritmito Superior (RS) formado por siltitos laminados, intercalaes rtmicas de

siltito, argilito e arenito, corpos lenticulares de arenitos grossos, folhelhos pretos, nveis

glauconticos, alm de lentes carbonticas, por vezes estromotolticas. Na regio, RS

recoberto em contato direto pelo Grupo Bambu em vrios afloramentos. Os nveis

glauconticos apresentam extensa continuidade lateral, aflorando desde Cabeceiras e Unais ao

Sul at a Serra de So Domingos a Nordeste da regio de Bezerra (figura 1.1). As diferentes

fcies do Ritmito Superior refletem variaes paleo-ambientais (Guimares et al., 2003).

Estas correspondem, provavelmente, a variaes na bacia de deposio, condicionadas pela

evoluo da FDB. O estudo das fcies e suas inter-relaes a partir da caracterizao dos

filossilicatos do Ritmito Superior, da sua comparao com as rochas da base do Grupo

Bambu (Guimares & Dardenne, 2004) e das relaes de campo, contribuir para a melhor

compreenso da bacia e da prpria deformao da FDB.

2.2 - Formao Jequita

A Formao Jequita na regio de Bezerra comumente identificada como nveis

descontnuos de diamictitos. Entretanto, outras rochas so tambm atribudas a esta unidade:

siltitos vermelhos laminados ou macios, margas, dolomitos e arenitos.

Os diamictitos so compostos principalmente por clastos angulosos, milimtricos a

decimtricos de quartzito, arenito, dolomitos, arcsios e rochas de composio grantica. Os

Captulo 2 ___________________________________________________________________

8

clastos so sustentados por uma matriz sltico-argilosa carbontica, de colorao esverdeada a

vermelha.

Com espessura inferior a 50 metros (Guimares, 1997), so discordantes sobre o

Grupo Parano, sendo sobrepostos concordantemente pela Formao Sete Lagoas do Grupo

Bambu.

Esta unidade foi interpretada como pertencente Formao Jequita devido sua

posio estratigrfica e pela comparao com outras reas que apresentam associao

semelhante de rochas, em sees mais expressivas.

A Formao Jequita vm sendo interpretadas como representantes de um evento

glacial, ocorridos entre 900-500Ma. Rochas glaciognicas so bem conhecidas em sucesses

neoproterozicas em vrios continentes, evidenciando eventos climticos globais (Kennedy et

al. 1998; Hambrey & Harland 1985 e Hoffman et al. 1998 in Neven et. al. 2005), distribudas

nos perodos glaciais do Sturtian (~760-700 Ma) e do Marinoan (~620-580 Ma). Alm da

Formao Jequita, depsitos glaciais so caracterizados na Formao Bebedouro e no Grupo

Macabas (Hettich 1977, Dardenne 1978, Guimares 1996, Uhlein et al. 1998 e Neven et.

a.l.2005).

2.3 - Grupo Bambu

O Grupo Bambu - definido primeiramente por Derby 1880 e Rimann 1917 (in

Dardenne 1981) - foi subdividido em vrias unidades (Branco e Costa, 1961), iniciando-se por

um conglomerado basal, seguido da seqncia argilo-carbonatada e, por fim, sobreposto por

siltitos e arcsios. Diferentemente da proposta de Costa e Branco (1961), que posiciona a

Formao Serra da Saudade no topo da seqncia, Dardenne (1978 e 1981) demonstra que ela

subjacente Formao Trs Marias, unidade superior do grupo. A subdiviso do Grupo

Bambui em 6 unidades (Schll, 1972 e 1973, Dardenne, 1978; in Dardenne, 1981) inclui a

Formao Jequita como a unidade basal, seguida das formaes Sete Lagoas, Serra de Santa

Helena, Lagoa do Jacar, Serra da Saudade e Formao Trs Marias.

Formao Sete Lagoas (FSL): concordante sobre a Formao Jequita, a FSL

constituda por calcrios de colorao roxa, esverdeada e cinza, dolomitos beges, alm de

pelitos cinza, cinza-esverdeados e avermelhados, contendo ainda nveis de silexito. E por

Captulo 2 ___________________________________________________________________

9

vezes estromatlitos colunares, em forma de taa e de composio dolimtica, em geral

considerados como pertencendo ao supergrupo Gimnosolenida (Guimares 1997).

Formao Serra de Santa Helena (FSSH): formada predominantemente por siltitos,

contem nveis de arenitos finos e por vezes arenito mdio, de colorao cinza esverdeada,

quando no alterados. Apresentam laminao plano paralelas e cavalgante, alm de estruturas

flaser e pseudondulos. Este um nvel guia no empilhamento do Grupo Bambu, por se

tratar de uma unidade de siltitos e ritmitos intercaladas entre duas unidades carbonticas.

Formao Lagoa do Jacar (FLJ): esta unidade caracterizada pelos calcrios cinza e

pretos, oolticos e psolticos ftidos, intercalados por folhelhos escuros e margas esverdeadas.

Formao Serra da Saudades (FSS): predominantemente terrgena, a FSS

constituda por folhelhos e argilitos cinza esverdeados, passando para siltitos feldspticos.

Possui contato gradacional, atravs de ritmitos, com a formao superior.

Formao Trs Marias (FTM): descrita como arcsios e siltitos verde escuro, uma

rocha muito coesa de alta densidade, apresentando no intemperismo uma esfoliao

esferoidal, caracterstica desta unidade (Rimann, 1917; Derby 1880 in Dardenne 1981).

Todas as unidades esto presentes na regio de Bezerra Cabeceiras (Guimares et.

al. 1986, Guimares & Dardenne 1990 e Guimares 1997), sendo a Formao Jequita,

considerada distinta do Grupo Bambu.

As bacias de deposio dos Grupos Parano e Bambu

O Grupo Parano, em vrios trabalhos, tem sido interpretado como uma seqncia

sedimentar depositada em uma bacia de margem passiva (Marini 1978, Dardenne1981, Faria

1995).

A deposio do Grupo Bambu, entretanto, tem sido atribuda a diferentes tipos de

bacia. Os trabalhos mais recentes apontam para um contexto deposicional distinto da

deposio do Grupo Parano, tanto pela composio dos sedimentos detrticos, (Guimares

1993, Guimares, 1998 Guimares, 2004). como pelas caractersticas isotpicas (Santos et al

2000). Assim, enquanto a bacia de deposio do Grupo Parano se formou a partir de

subsidncia distensivo, o Grupo Bambu teria se acumulado em uma bacia com subsidncia

flexural (compressiva).

A inverso da bacia passiva para foreland corresponderia ao incio da deformao

da Faixa de Dobramento Braslia, impressa nas rochas de ambos os grupos. A variao

Captulo 2 ___________________________________________________________________

10

faciolgica, a composio mineral e a assinatura qumica, podem apresentar informaes que

indiquem o momento da inverso (Guimares & Dardenne 2004).

O estudo proposto - caracterizao faciolgica e mineralgica da Unidade Ritmito

Superior do Grupo Parano, com nfase no seu contato com o Grupo Bambu - tem o

propsito de identificar nas rochas desta unidade caractersticas da inverso.

Como demonstrado em estudos j realizados (Guimares 1993, Guimares &

Dardenne 1998 Guimares & Dardenne 2004), os filossilicatos dos grupos Parano e Bambu

contm informaes das condies de deposio e diagnese. Aliado caracterizao de

fcies, o estudo detalhado dos argilominerais e um mapeamento sistemtico de suas

ocorrncias foram realizados como instrumentos de caracterizao do processo de mudana

do contexto tectnico de deposio. Os estudos dos argilominerais destas unidades podem

corroborar com informaes para a compreenso dos processos que estavam atuando sobre a

bacia neste perodo de formao e das suas modificaes durante a evoluo da mesma. Como

exemplo das caractersticas levantadas sobre deposio e diagnese esto as variaes nos

poltipos das ilitas e cloritas, que registram as condies de formao e a evoluo do

intemperismo e do metamorfismo desses minerais.

Captulo 2 ___________________________________________________________________

11

Figura 2.1: Correlaes estratigrficas e sedimentolgicas das litofcies do Grupo Parano nas regies de Colinas, Alto Paraso, Distrito Federal, Cristalina e Bezerra-Cabeceiras. Adaptado de Faria (1995) Guimares (1997).

vvvv

vv

vv

vv

vvvv

BR

-0

20

BEZERRA

GO

- 342

CABECEIRAS

? ??

???

?

4700'

B

C

4700'

E

B'

1500'

C''

E'

0 1,7 km 8,5 km

SinclinalRaizama

Falha

deC

abeceiras

C'

800

700

600

500

400

300

200

100

0

vvvv

vv

vv

COBERTURAS CENOZICAS

Fm. TRS MARIAS

Arenitos e siltitossub-quartzosos

Fm. S. DA SAUDADE

Siltitos sub-quartzosos efolhelhos

Fm. L. DO JACAR

Calcrios e folhelhos

GRUPO

BAMBU Fm. S. Sta. HELENA

Siltitos e arenitos sub-quartzosos

Fm. SETE LAGOAS

Calcrios, dolomitos,margas, folhelhos

Fm JEQUITADiamictitos

Ritmitos

NVEL ARCOSEANOArcseo e lentes de dolomito

RITMITO INFERIOR

Siltitos e quartzitos finos

QUARTZITO INFERIORQuartzitos e siltitos

GRUPO

PARANO

Contato litolgico

Falha

Fratura

Dobras

Anticlinal

Sinclinal

N

10

00

60

0

E'

E

vv

vv

CC

'C

''60

0

10

00

B

60

0

10

00

B'

Legenda

TQi

RITMITO SUPERIOR

Siltitos, quartzitos,dolomitos conophyton,

glauconitas

Esboo geolgico regional

Figura 2.2: Esboo geolgico da regio de Bezerra-Cabeceiras, mapa modificado de Guimares 1997.

12

rea de Estudo

rea de Estudo

Captulo 3 ___________________________________________________________________________

13

03 - FILOSSILICATOS CONTEXTO DEPOSICIONAL E EVOLUO DIAGENTICA

O Ritmito Superior do Grupo Parano composto em sua maior extenso e espessura por

rochas pelticas, das quais os filossilicatos so os principais constituintes. A caracterizao dos

filossilicatos permite fazer inferncias sobre a rea fonte e as condies de deposio, diagnese e

deformao ao qual estas rochas foram submetidas. O estudo destas transformaes ps

deposicionais possibilitam concluir se estes estgios obliteraram ou no as informaes sobre a

deposio e o carter sedimentar, contidas nos filossilicatos.

Argila, cujo termo empregado para designar a frao granulomtrica menor que 0,004

mm ou 4m de um material, o principal componente de lamas e solos, sendo constituda

principalmente de minerais do grupo dos filossilicatos (argilominerais) (Moore & Reynolds 1989,

Paquet & Clauer 1997, Bouchet et al 2000).

Definida pela AIPEA a nomenclatura dos filossilicatos determinada pelo tipo de camada

(1:1 ou 2:1), pela composio do octaedro (di ou trioctadrico), pela caracterstica do stio

intercamada e pelo espaamento basal (Tabela 1).

As camadas resultam do empilhamento ao longo do eixo c de folhas tetradricas (T)

slica e folhas octadricas (O) que se estendem como planos ab do cristal. A camada dita 1:1

quando formada pela sobreposio de folhas tetra e octadricas, enquanto as estruturas do tipo

2:1 a folha octadrica ensanduichada por duas camadas de slica (figura 3.1).

As folhas octadricas so representadas como folhas de hidrxidos do tipo Rx(OH)6,

sendo R = Al3+, Fe2+, Fe3+, Mg2+, sua composio dioctadrica (x=2) quando R corresponde a

um ction trivalente ou trioctadrica (x=3) quando R corresponder a um ction divalente (Millot

1964, Brindley & Brown 1980, Bailey e Chairman 1980).

O espao entre as camadas superpostas pode ser vazio, ou ocupado por um ction, ou por

um ction mais gua, ou ainda uma folha de hidrxidos. O espaamento basal dado em

correspondendo distncia entre dois planos idnticos de ons sucessivos.

So considerados argilominerais os filossilicatos que ocorrem preferencialmente na frao

argila, sendo as esmectitas, a ilita e a caulinita os mais comuns. Entretanto qualquer um dos

filossilicatos pode ocorrer como argilomineral.

As esmectitas constituem um amplo grupo de argilominerais, caracterizados pelo

espaamento basal maior que 14. A frmula geral das esmectitas dioctadricas pode ser

Captulo 3 ___________________________________________________________________________

14

considerada como (Na, Ca, K) 0,6

Ilita (Tr) ? Ilita (Di)

Ilita, glauconita

~10,0 ~10,1

K, Na, Ca

Mica x ~ 1,0 Mica frgil x ~ 2,0

Micas (Tr) Micas (Di) Micas frgeis (Tr) Micas frgeis (Di)

Biotita, Flogopita. Moscovita, paragonita, fengita Margarita

10,1 10,2 ~9,97 9,70

Folha de octaedro

Clorita x: varivel

Cloritas Tr, Cloritas Di, Di Cloritas Di, Tr Cloritas Tr, Di

Chamosita, clinocloro, nimita. Sudota, coqueta (Li).

~14,0

2:1 Com faixas invertidas

x varivel Sepiolita-paligorsquita (Tr)

Sepiolita, paligorsquita.

12,1 10,3

Tr: trioctadrica; Di: dioctadrica; x: carga por unidade de frmula.

Captulo 3 ___________________________________________________________________________

15

A Argilomineral do tipo 1:1; esaamento basal de 7

I c O 7

T

BArgilomineral do tipo 2:1; esaamento basal de 10

I c

T

K K

O 10

CArgilomineral do tipo 2:1; esaamento basal de 14;

I c

OT

14

Figura 3.1: representao do empilhamento das folhas tetra (T) e octadricas (O), nos diferentes argilominerais: A- estrutura 1:1, a caulinita tem espaamento basal -d- de 7 e o espao intercamada vazio; B- estrutura 2:1, a ilita tem d igual a 10 e possui o potssio no stio intercamada; C- estrutura 2:1, a clorita tem d igual a 14 e o stio intercamada ocupado por uma folha de hidrxido. (Ic= intercamada).

A caulinita constitui um grupo de argilominerais com vrios poltipos, tendo a frmula

estrutural Al4Si4O10(OH)8.

Na formula geral da clorita, (Mg,Al,Fe)6 (Mg,Al,Fe)6(Si, Al)8O20(OH)16, so

discriminadas duas folhas octadricas conforme sua posio, sendo uma posicionada na camada e

a outra no stio intercamada.

Alm das espcies bem definidas, os argilominerais interestratificados so formas comuns

na natureza. Definidos como o empilhamento de camadas diferentes, ao longo do seu eixo c, so

reconhecidas em difratogramas de raios-X por reflexes correspondentes a distncias basais

maiores que dos filossilicatos caractersticos. Os argilominerais interestratificados podem

apresentar o empilhamento regular ou aleatrio, em propores variveis de camadas distintas,

em geralmente duas espcies, sendo designados pelos nomes das fases que os compem (por

exemplo, ilita/esmectita, clorita/esmectita). Para espcies formadas por 50% de cada fase, com

empilhamento regular, a AIPEA reconhece nomes especficos, conforme a composio, sendo os

mais comuns a rectorita (ilita/esmectita) e corrensita (clorita/esmectita).

Constituinte essencial de quase todos os solos e da maioria dos sedimentos, os

argilominerais formam as rochas sedimentares pelticas e so componentes mais ou menos

abundantes de psamitos e ruditos, sendo tambm produtos de hidrotermalismo (Bailey &

Chairman 1980, Brindley & Brown 1980, Moore & Reynolds 1989, Bouchet et al 2000).

Por estarem sempre na frao argila, o estudo dos argilominerais envolve, dentre outras,

anlises por Difratometria de Raios X (DRX), Microscopia Eletrnica de Varredura (MEV),

Microssonda Eletrnica, alm de petrografia para caracterizao textural da rocha. As

informaes obtidas atravs desses estudos, cada vez mais vm sendo usadas como ferramenta

Captulo 3 ___________________________________________________________________________

16

discriminadora para compreenso desde o preenchimento da bacia at as etapas deformacionais

(Piqu 1982, Wybrecht et al 1985, Lpez-Munguira & Nieto Garca 2004).

3.1 - Filossilicatos nas rochas Sedimentares

A composio e a distribuio dos solos (Birkeland 1978) e dos sedimentos (Griffin et al,

1968) condicionados pelo clima, pelo relevo e pelo tipo de rocha, nos continentes e mares atuais,

permitem inferncias sobre a paleogeografia das bacias deposicionais antigas.

Sob climas com baixas temperaturas, ou escassez de gua ou em um meio neutro ou

alcalino, as micas, ilitas e cloritas so herdados da rocha me, enquanto esmectitas, vermiculita e

interestratificados so formados nos primeiros estgios de intemperismo. Portanto, a presena

destes filossilicatos nos sedimentos e rochas sedimentares resultam das condies ambientais

aliadas ao transporte e deposio rpidos, sendo o carter di ou trioctadrico determinado pela

composio da rocha-me (Griffin et al 1968).

Por outro lado, sedimentos constitudos de caolinita so provenientes de reas sujeitas a

intemperismo mais intenso, caractersticos de climas com maior ndices pluviomtricos, sendo

tambm mais estveis durante o transporte.

Alm de partculas terrgenas, a bacia sedimentar recebe tambm materiais coloidais em

suspenso, bem como ons em soluo que, sob condies especficas (pH, Eh, temperatura e

concentrao) formam minerais autignicos, como por exemplo, sulfatos, halogenetos e fosfatos.

Vrios argilominerais autignicos tambm se formam sob condies especficas, portanto, podem

ser usados como indicadores das caractersticas do ambiente deposicional, como por exemplo:

bertierina, glauconita e paligosquita-sepiolita.

3.1.1 - Argilominerais autignicos

Dentre os argilominerais autignicos, os mais comuns so as esmectitas, cuja natureza di

ou trioctadrica condicionada principalmente pelas concentraes de Si, Al e Mg. Este ltimo

favorece tambm a formao de minerais dos grupos do talco e de sepiolita-paligorsquita, mais

facilmente acumulados sob condies alcalinas.

De particular interesse para interpretao paleoambiental so as "areias verdes" de

composio ferrosa e frrica que compreende grupos distintos de argilominerais, como, por

Captulo 3 ___________________________________________________________________________

17

exemplo, bertierina, esmectita (nontronita) e glauconita (Bailey 1988, Odin 1985, 1988, 1990,

Rao et al. 1995).

Na fcies glaucontica os pelides ou glbulos de cor verde intensa a verde-plido so

constitudos por agregados de palhetas finamente granuladas Originando-se como material de

estrutura e composio mal definidas. Cristaliza-se como mineral expansivo do grupo da

esmectita (d ~ 14A), que evolui para glauconita, com estrutura 2:1 semelhante da ilita (Millot,

1964; Odin 1985). Em difratograma de raios-X as reflexes de 10,1; 4,58 e 3,3 so distintas e

simtricas nas glauconitas portadoras de menos que 10% de camadas expansivas.

De acordo com sua frmula ideal - K

Captulo 3 ___________________________________________________________________________

18

em que a rocha no mais apresenta argilominerais expansivos, registrados por difrao de raios-

X.

Na diagnese, inicialmente, predominam processos semelhantes ao intemperismo,

condicionados principalmente pelo pH e Eh do meio, pela composio dos fluidos intersticiais e

pela composio detrtica. Alm da alterao de silicatos ocorre a neoformao de argilominerais

a partir da precipitao de ons contidos em solues, particularmente importante nos arenitos.

Em geral, na diagnese precoce as esmectitas so constituintes abundantes. A

intensificao da diagnese favorece a fixao de potssio na esmectita, concomitantemente

liberao de gua da sua estrutura, dando origem a camadas de ilita ilitizao- por vezes,

associadas a formao da clorita (Hower et. al. 1976, Boles e Franks 1979).,

4,5 K+ + 8 Al+ + esmectita Ilita + 3 Si4+ + cations + H2O

K feld + esmectita Ilita + clorita + quartzo

Estes processos favorecem a formao de minerais interestratificados - ilita/esmectita

(I/S) e clorita/esmectita (C/S) - que caracterizam o estgios da diagnese tardia (Kubler 1964 e

1967; Dunoyer de Segonzac 1970, Hower et al 1976, Boles e Franks 1979, Cavalcante et al 2003,

Bozkaya & Yalin 2004).

Inicialmente desordenados com predominncia da esmectita, os interestratificados

passam, com o aumento de temperatura, a uma maior quantidade de ilita ou clorita e tornam-se

tambm melhor ordenados, chegando formao da rectorita (50% de ilita e esmectita) ou

correncita (50% de clorita e esmectita). Sob temperaturas mais elevadas desaparece a esmectita, o

que marca a anquizona, restando a ilita que pode estar associada a clorita.

Alm dos processos de transformaes diagenticas das esmectitas a clorita pode ser

produzida tambm a partir da alterao de minerais detrticos (por exemplo, a cloritizao de

biotitas), ou pela precipitao de ons em poros das rochas sedimentares (Burst 1959, Hower et

al. 1976, Boles 1979, Couto Anjos 1988, Ylagan et al 2002, Luca Aldega & Eberl 2005), sendo

constituintes maiores na epizona (Dunoyer de Segonzac 1970, Wybrecht et al 1985).

A evoluo diagentica registrada tambm nas glauconitas, cuja estrutura da esmectita

torna-se semelhante da ilita pela incorporao do potssio, diminuindo a porcentagem de leitos

expansivos (Burst, 1958; Hower 1961, Odin & Matter 1981, Berg-Madsen, 1983). Como

tendncia, o aumento da intensidade da diagnese acompanhada tambm pela substituio de

silcio e ferro pelo alumnio (Strickler & Ferrell 1990, Ireland et al 1983). Entretanto, a influncia

Captulo 3 ___________________________________________________________________________

19

da diagnese sobre a porcentagem de leitos e sobre a composio fortemente controlada pela

composio mineral e textura da rocha portadora de glauconitas (Bentor & Kaster 1965,

Guimares et al 2000).

Para avaliar a evoluo diagentica e as condies de temperatura s quais foram

submetidas as rochas, foi proposto, com base em difrao de raios X, o ndice de cristalinidade

das ilitas ICI, que define as anqui e epizonas, bem como o incio do metamorfismo de fcies

xisto verde (Kubler 1964, 1967, Dunoyer de Segonzac 1970, Piqu 1982, Reuter & Dallmeyer

1989, Kisch 1983, Lpez-Munguira & Nieto Garca 2004).

3.3 - Deformao Tectnica

Quando submetidas deformao e metamorfismo, as rochas pelticas apresentam

clivagens ardosianas e/ou xistosidade. A clivagem ardosiana, por sua vez, formada entre a

anquizona e a epizona.

O conceito de clivagem ardoseana est associado a recristalizao de filossilicatos em

planos preferenciais ou sua orientao de crescimento em funo da direo dos esforos que

deformou a rocha. A penetratividade desta clivagem, o fato de ser espaada ou continua, de ser

persistente ou no e de ter uma textura fraca, moderada ou forte definida em funo da

intensidade dos esforos associada ao tipo de rocha e a mineralogia da mesma (Kisch 1983).

Em mapeamento sistemtico em uma rea teste, Piqu (1982) classificou a clivagem

formada em sedimentos no metamrficos ou de baixo grau metamrfico em 4 tipos segundo o

aparecimento ou no da clivagem ardoseana: A - no planar e clivagem espaada B - planar e

espaada, C - planar e clivagem penetrativa e D - clivagem continua. Associadas ao ndice de

cristalinidade das ilitas ICI essas clivagens foram classificadas como pertencendo a: A e B

anquizona, C epizona e D metamosfismo de baixo grau, e usadas como ferramentas para se

definir a distribuio espacial destas zonas.

Quanto qumica mineral, na anquizona os filissolicatos apresentam uma maior disperso

da composio, reportando ao seu carter detrtico, que se torna mais homogneo na epizona,

com uma tendncia a fengita. J no metamorfismo de baixo grau h uma tendncia a formao de

uma paragnese equilibrada. A caracterizao dos estgios de diagnese at anqui e epizona, bem

como da deformao e da qumica mineral importante para a distino das feies

deposicionais preservadas nos filossilicatos.

Captulo 4 ________________________________________________________________________

20

04 - MATERIAIS E MTODOS

Pertencentes unidade Ritmito Superior do Grupo Parano, os filossilicatos estudados

foram coletadas em afloramentos durante o mestrado e nos trabalhos de campo da disciplina

Mapeamento Geolgico I, do curso de Geologia/UnB (tabela 4.1).

Como ser descrito no captulo 05, as principais caractersticas levantadas no campo,

mostraram a existncia de vrias fcies dentro da Unidade Ritmito Superior, bem como as

relaes entre elas.

A composio e textura de cada fcies foram definidas por microscopia tica, sobre

lminas delgadas, confeccionadas e analisadas conforme procedimentos convencionais de

descrio petrogrfica. Assim, distinguiram-se as micas detrticas, os minerais autignicos

(glauconitas) e diagenticos, bem como feies deposicionais e ps-deposicionais.

A identificao dos argilominerais foi realizada por difrao de raios-X, sendo a

qumica mineral obtida atravs de anlises por microssonda eletrnica.

Difrao de raios X:

A difrao de raios X foi utilizada para a caracterizao do material muito fino e para

a determinao do ndice de Cristalinidade das Ilitas ICI (Kbler 1968).

Os princpios, tcnicas e interpretao das anlises difratomtricas so tratados nas

obras de Klug & Alexander (1974) e de Cullity (1978). Trabalhos mais recentes tratam das

tcnicas de preparao de materiais e a interpretao dos dados aplicados a estudos

mineralgicos, destacando-se as obras de Formoso (1984), Besoain (1985), Moore &

Reynolds (1989), Brindley & Brown (1980), Bish & Post (1989), Alves (1987, 1990) Bouchet

et. al. (2000).

As amostras foram preparadas e analisadas no laboratrio de Raios-X do Instituto de

Geocincias da Universidade de Braslia. Foram realizadas anlises da amostra total,

preparadas em lmina vazada pelo mtodo de compresso a seco, bem como da frao argila.

A separao da frao argila consistiu da disperso em gua destilada das amostras trituradas,

seguidas de centrifugao em 750 rpm por 07 minutos, que ocasiona a deposio da frao

maior que 02 m, enquanto a frao argila permanece em suspenso, conforme a lei de

Stocks. O material do sobrenadante foi novamente levado centrifugao por 30 minutos a

1500 rpm para a decantao da frao menor que 02 m, utilizada para preparao de lminas

orientadas, pela tcnica do esfregao. Foram analisadas lminas orientadas secas ao ar,

solvatadas com etileno glicol por 12 horas sob vcuo, e aquecidas a 490 C por 03 horas.

Captulo 4 ________________________________________________________________________

21

As anlises foram realizadas em difratmetro de raios-X, marca RIGAKU

GEIGERFLEX, modelo D/MAX - 2AC, operando com tubo de cobre, sob 35 kV e 15 mA,

sendo a velocidade de varredura de 2/min, com passos de 0,05o. O intervalo de anlise foi de

02 a 70 2 para as amostras totais e normais (frao argila orientada) e 2 a 35 2 para as

amostras solvatadas e aquecidas.

A identificao dos grupos de minerais contou com o auxlio do programa JADE 3.0,

base WINDOWS, com banco de dados PC-PDF (Powder Diffraction File - PDF para PC)

produzido pelo International Center for Diffraction Data - ICDD.

Microssonda Eletrnica:

A qumica mineral dos filossilicatos foi determinada sobre lminas delgadas, polidas e

metalizada com carbono. As anlises foram realizadas no Laboratrio de Microssonda

Eletrnica do Instituto de Geocincias da UnB, no equipamento CAMECA Camebax,

operando com 15kV, corrente de 5 a 10 mA, tempo de contagem de 10-15 segundos por

elemento e foco de 02 m. Foram dosados os elementos Si, Ti, Al, Fe, Mg, Mn, Ca e K,

sendo todo o ferro assumido como Fe+3. O sdio dosado apenas em parte das amostras,

apresentou percentual inferior a 0,7 de Na2O.

A frmula estrutural, das micas, ilitas e glauconitas, foi re-calculada, a partir das

anlises dadas em porcentagem de xidos, sobre a base de 44 cargas negativas.

So aceitas como anlises vlidas aquelas compatveis com as frmulas ideais de

mica, ilita e glauconita. Para as micas tem-se valores, por frmula unitria, entre 5,5 e 6,4 de

Si, 3,8 a 4,0 na soma do octaedro e soma de lcalis prxima a 2,0. Na ilita, Si maior que na

mica, at um limite em torno de 7,2, tendo Al maior que 3,0 no octaedro, cuja soma oscila

entre3,5 e 4,0, enquanto a soma de lcalis menor que 2,0. A glauconita, semelhante ilita,

dela se distingue pelo maior contedo em Si, Fe e Mg, enquanto o Al do octaedro sempre

menor que 3,0.

Captulo 4 ________________________________________________________________________

22

Tabela 4.1: Descrio geral das amostras analisadas. LP = Lmina Petrogrfica, DRX = Difratometria de Raios X, MS = Microssonda Eletrnica, Unidades litoestratigrficas: RS = Ritmito Supeior. AMOSTRA DESCRIO MACROSCPICA UNIDADE LP DRX MS

05-IV-30 Arenito deformado com lentes argilosas RS - Ritmito sltico X 05-IX-38 Arcsio mdio macio e no deformado Nvel Arcosiano X 05-XII-26 Arenito fino com gros de glauconita dispersos, macio e no deformado RS - Areias com glauconita X 06-I-21 Siltito amarelo com algumas lminas marrons e no deformado RS - Arenitos puros X X 06-III-24 Arenito glaucontico RS - Arenito glaucontico X 06-V-62 Contato entre diamictito e marga RS - Brecha X 06-V-79 Argilito laminado com nveis de clorita e de xido de ferro e no deformado RS - Pelitos com glauconita X X 06-X-01 Diamictito Diamictito [RS/ Jequita (?)] X Cachoeira Folhelho preto com gro centimtrico de siltito e moderadamente deformado RS - Brecha com glauconita X X CRW-003 Folhelho preto, moderadamente frivel, com pirita e moderadamente deformado RS- Fcies folhelhos pretos X CRW04 Folhelho preto intercalado com lminas arenosas, moderadamente frivel, com pirita e moderadamente

deformado RS - Folhelhos pretos X X

MAP 06-VI-20 Arenito glaucontico verde, mdio, com lminas de alterao marrons e no deformado RS - Arenito Glaucontico X X MAP-06-III-30 Arenito glaucontico mdio, cinza-roxeado, pouco frivel, pouco alterado e deformado RS - Arenito glaucontico X X X MGI-II-P17 Arenito glaucontico verde, grosso, macio e no deformado RS - Arenito glaucontico X S008a Folhelho preto no deformado RS - Folhelhos Pretos X X S008b Folhelho preto no deformado RS - Folhelhos Pretos X X SB001 Folhelho preto, pouco frivel, com pirita e pouco deformado RS Folhelhos Pretos X X SB-02 Arcsio muito fino, amarelo-pardo, macio e no deformado RS Quartzo Arenito X SB-09 Arenito glaucontico mdio, preto-roxeado, pouco frivel, pouco alterado e deformado RS - Arenito glaucontico X X SB-10 Diamictito cinza, pouco alterado, pouco frivel e no deformado Diamictito [RS/ Jequita (?)] X X Scr 12b Argilito preto com lminas arenosas e fortemente deformado RS - Brecha X SCR-07 Folhelho preto, pouco frivel, com pirita e pouco deformado RS- Fcies folhelhos pretos X SCR-08 Folhelho preto, pouco frivel, com pirita e pouco deformado RS- Fcies folhelhos pretos X SCR-09 Folhelho preto, pouco frivel, com pirita e pouco deformado RS- Fcies folhelhos pretos X Scr-10 Argilito com laminao grossa, vermelho e roxo, com veios de carbonato e fortemente deformado RS - Ritmito sltico X X Scr-12 Argilito com laminao grossa, vermelho e roxo, com veios de carbonato e fortemente deformado RS - Ritmito sltico X

Captulo 5 ________________________________________________________________________

23

05 ESTRATIGRAFIA DO GRUPO PARANO NA REGIO DE BEZERRA:

O Grupo Parano, do povoado de Crixalndia, na regio Bezerra, formado pelas

rochas das unidades Quartzito Inferior, Ritmito Inferior, Nvel Arcosiano e Ritmito Superior,

e est recoberto pelas rochas das formaes Jequita ou Sete Lagoas (figura 5.1 e 5.2). O

presente captulo trata das fcies da Unidade Ritmito Superior; destacando suas caractersticas

estratigrficas, petrogrficas e mineralgicas e dada nfase aos seus contatos com os nveis

adjacentes Nvel Arcosiano e formaes Jequita ou Sete Lagoas na base e no topo

respectivamente. A Unidade Ritmito Superior descrita nesta regio (Guimares 1997), se

caracteriza pela ampla variao de fcies, contendo termos siliciclsticos e carbonticos.

5.1 - Unidade Nvel Arcosiano

O Nvel Arcosiano, na regio estudada, sustenta a maior parte dos altos topogrficos e

sempre o substrato do Ritmito Superior.

Constitudo de litotipos terrgenos imaturos mineralgica e texturalmente, tendo

granulao varivel desde areia (granulao predominante) at conglomerados finos, o Nvel

Arcosiano contm tambm nveis de ritmito intercalados entre arenitos ou conglomerados.

Predominam na unidade, rochas de colorao rsea, devido a gros recobertos por filme de

xido e cinza esbranquiada. Quando intemperizada apresenta-se frivel, com transformaes

dos feldspatos para uma massa muito fina de argilominerais.

Os nveis conglomerticos apresentam, por vezes, granodecrescncia ascendente, com

granulao de seixos, passando a areia grossa com grnulos, at areia mdia. So formados

por rochas mal selecionadas, constitudas por clastos subangulosos a subarredondados. Os

gros mais grossos so predominantemente de feldspatos e de quartzo, mas h ainda a

presena de fragmentos lticos, constitudos de siltitos, quartzitos, chert, alm de fragmentos

de arcsios.

N

Quartzito Inferior

Ritmito Inferior

Nvel Arcoseano

Ritmito Superior

Grupo Parano

Formao Sete Lagoas

Formao Serra de Santa Helena

Povoado de Crixalndiaou Barrero

Formao Jequita

Grupo Bambu

0 1200600 1800 m.

Falha inferida

Contato inferido

Figura 5.1: Esboo geolgico da rea de Crixalndia, distrito de Bezerra. Naporo oeste do vilarejo de Crixalndia, esto os principais afloramentos doRitmito Superior. Na poro leste afloram as unidade basais do Grupo Parano.

24

A--A

B-

-B

83

00

00

0 830

00

00

272000264000

272000264000

Rio

Crix

s

Faz. Alegre

Faz. Chapu de PalhaFaz. Chapu de Palha

C

rreg

oSo

sse

go

1

2

3

4 5

6

Amostra Map 06 X 10

268000

268000

83

02

00

0

83

02

00

08

30

40

00

83

04

00

0

1 - Coluna Fz. Alegre

2 - Coluna Rio Crixs - sul

3 - Coluna Cachoeira Rio Crixs

4 - Coluna Rio Crixs - oeste

5 - Coluna Rio Crixs - norte

6 - Coluna Crrego Sossego

Rodovia BR 020

Captulo 5 ________________________________________________________________________

26

Posicionados, em geral, nas depresses topogrficas entre as cristas de arcsio, os

nveis rtmicos tm ocorrncia restrita, sendo mais comuns no extremo norte da regio de

Bezerra. So constitudos por lminas onduladas de areia fina e silte, tendo a composio

semelhante dos nveis arenosos.

Os nveis de arenitos so constitudos por camadas centimtricas a decimtricas, com

estratificaes cruzadas tabulares e tangenciais, reviradas e estruturas convolutas (figura 5.3 a

e b), bem como laminao milimtrica nos nveis de arenitos mdios e finos. So compostos

por quartzo, feldspatos, micas e minerais acessrios, constituindo desde arenitos felsdpticos

com cerca de 20% de feldspatos (observados em lupa) at arcsios, propriamente ditos,

podendo atingir cerca de 50% (tambm observado em lupa).

Em lminas petrogrficas so descritos quartzo, plagioclsio, k-feldspato, massas de

filossilicatos e fragmentos lticos, e possvel identificar uma orientao incipiente dos gros

indicando o plano de deposio dos sedimentos. O tamanho dos gros bastante variado,

sendo desde 0,2 mm at mesmo 4,0 mm aproximadamente. Predominam os gros com

granulao de areia mdia, caracterizando um selecionamento moderado dos sedimentos com

predominncia de gros sub-arredondados a arredondados (figura 5.4 a e b).

Os gros de quartzo perfazem cerca de 75% das lminas, com predominncia dos

gros monocristalinos, com extino levemente ondulante. Os gros de feldspticos so cerca

de 25% da rocha, com granulao e textura parecidas com os gros de quartzo. Predominam

gros que apresentam macla em xadrez, embora tambm tenha sido observadas maclas

polissintticas, alm de gros sem geminao. Em geral os gros de feldspatos encontram-se

pouco alterados ou alterando para massas finas de filossilicatos. Localmente ocorrem

crescimentos secundrios sobre gros de quartzo e, mais raramente sobre feldspatos, sendo

comum tambm o cimento silicoso.

Os constituintes lticos so fragmentos de rochas sedimentares, granticas e gnissicas,

particularmente nos nveis mais grossos. Os contatos variam de planos a cncavos convexos,

ocasionalmente ocorrem planos de estillitos.

As estratificaes cruzadas acanaladas e tangenciais indicam fluxo direcional, que

associadas granulao areia mdia com selecionamento moderado caracterizam regime de

fluxo inferior de alta energia. A granodecrescncia, a sobreposio de estratos mais finos

sobre os mais grossos, a repetio cclica dessas seqncias sugere a variao de energia do

fluxo e a variao de canais ou condutos por onde o sedimento foi carreado (Tucker, 2005).

Figura 5.3: Estruturas sedimentares nos niveis finos da unidade arcosiana. A)estratificao cruzada tangencial, B) estrutura de carga convoluta

A B

Nvel Arcosiano

27

A B

Figura 5.4: fotomicrografia dos aspectos gerais do Nvel Arcosiano. Granulaovariando entre areia fina e mdia, contatos pontuais a planares. Os emgeral so subarredondados e a matriz argilosa. F=feldspato e Q quartzo. A) nicisparalelo e aumento de 2,5x, B) nicis cruzados e aumento de 2,5x.

gros

0,5mm

FQ

0,5mm

Captulo 5 ________________________________________________________________________

28

A soma desses fatores sugere a deposio desta unidade em um sistema de rios

entrelaados, com uma fonte proximal, responsvel pela imaturidade composicional da

unidade.

5.2 - Unidade Ritmito Superior

Posicionado estratigraficamente sobre o Nvel Arcosiano, o Ritmito Superior uma

unidade descontnua, em geral ausente na poro norte da regio de Bezerra, apresentando as

maiores espessuras (cerca de 50m) a oeste(figura 5.2 e 5.5). Alm da espessura, ampla a

variao faciolgica, que abrange desde rochas detrticas (siltitos laminados, folhelhos negros,

arenitos e intercalaes rtmicas de siltitos e argilitos), nveis glauconticos, at lentes

carbonticas, por vezes estromatolticas.

So abundantes e variadas as estruturas sedimentares, como estratificaes cruzados

tangenciais, tabulares e acanaladas; marcas onduladas; lentes de areia (wavy e linsen), flaser,

estruturas de carga como chama, convoluta e pseudondulo. Tambm so reconhecidas

estruturas tipo hummockys, alm de deformaes sin-sedimentares como escorregamento

(slumping) que gera dobras intraestratais, brechas intraformacionais, falhas e fraturas sem um

padro sistemtico.

Devido heterogeneidade da unidade Ritmito Superior, no possvel estabelecer

uma nica coluna estratigrfica que represente todo o empilhamento. De maneira geral, na

base predominam fcies rtmicas interdigitadas a nveis de arenitos, enquanto os termos

pelticos e carbonticos so mais comuns em direo ao topo. Com base nas caractersticas

composicionais e estruturas sedimentares, so reconhecidas cinco fcies: 1) Fcies de Ritmito

Sltico, 2) Fcies Glaucontica, subdividida de acordo com estruturas e composio, 3) Fcies

Arenito, 4) Fcies de Folhelho, 5) Fcies Carbontica.

Figura 5.5: Detalhes dos Ritmito Superior. A) Falha intraestratal, coloca lado a lado omesmo estrato do Ritmito Sltico, quase dobrando a espessura da camada;B)Estrutura sedimentar; marcas onduladas; C) camadas laminadas e fraturadas daFcies Ritmito Sltico; D) dobra suave em siltito.; E) Dobras parasticas apertadas

A B

C D

E

Unidade Ritmito Superior

29

Captulo 5 ________________________________________________________________________

30

5.2.1 - Fcies de Ritmito Sltico

Esta fcies compreende ritmitos constitudos por intercalaes de lminas argilosas e

slticas, contendo tambm lentes mtricas de arenitos brancos macios e de dolomitos. a

fcies mais representativa da Unidade Ritmito Superior e a que possui maior extenso lateral.

Est em contato, na base com as rochas do Nvel Arcosiano ou sobre outra litofcies do

prprio Ritmito Superior e so recobertos por folhelhos ou carbonatos desta unidade, ou pelas

formaes Jequita ou Sete Lagoas (figuras 5.2, 5.6 e 5.7).

As rochas desta unidade se apresentam finamente estratificadas, com acamamento

ondulado de espessura milimtrica a centimtrica. So observadas estruturas lenticulares,

flaser, pseudondulos e lminas descontnuas de argila. A colorao cinza esverdeada

quando fresca, variando de roxo e rosa por intemperismo, ou amarelada, quando associada aos

nveis glauconticos. Alm de quartzo e filossilicatos como constituintes maiores, nesta fcies

so comuns nveis mais ou menos enriquecidos em feldspatos, podendo ainda conter

localmente, carbonatos, glauconitas e fosfatos.

Ao microscpio, as lminas argilosas so compostas de massa muito fina de

argilominerais, orientados segundo o acamamento. Em geral estas lminas so irregulares,

descontnuas e deformadas, contendo, por vezes, gros dispersos de areia fina de quartzo e de

feldspato bem selecionados e subarredondados (figura 5.8).

Nas lminas slticas, tambm irregulares, o acamamento marcado pela orientao

parcial dos gros de quartzo e feldspato. No geral, os gros so angulosos enquanto os

maiores so sub-angulosos. O contato entre os gros pontual ou planar, sendo os espaos

entre eles preenchidos por matriz e pseudomatriz argilosa, alm de, eventualmente, cimento

silicoso.

Os gros de quartzo apresentam bordas com marcas de absoro e sob nicis cruzados,

extino ondulante. Os gros de feldspatos possuem aspecto sujo, e so evidenciados pelas

maclas em xadrez (feldspato potssico) e polissinttica (plagioclsio). So reconhecidas

feies de dissoluo e recristalizao em gros de plagioclsio que possuem borda alterada,

mas com o interior lmpido, no qual as maclas so bem definidas e sem alterao.

A matriz e pseudomatriz argilosa so marrom-esverdeadas e microcristalinas. Entre a

matriz possvel observar a presena de micas brancas detrticas, como pequenas lamelas e,

em apenas alguns nveis, massas esverdeadas de glauconitas ou materiais glauconitizados.

Parte do material argiloso tem feio de matriz sin-deposicional quando se observam filmes

Captulo 5 ________________________________________________________________________

31

de argila preenchendo pequenos espaos entre os gros de quartzo e feldspato. Massas

argilosas com deformao dctil, ocupando espaos entre os gros mais rgidos e so feies

diagenticas, caracterizando pseudomatriz.

Nas lminas h feies de deformao tanto sin-sedimentar quando ps-sedimentar

(tectnica). A deformao sin-sedimentar que afeta sedimentos moles ou inconsolidados

percebida por diversas feies macro e microscpicas. Aparece como deformaes intra-

estratais, limitadas por estratos superiores e inferiores de material similar, no deformados.

Estas deformaes se caracterizam tambm pela aleatoriedade das direes de dobras e falhas,

ou seja, pela falta de um padro. Ao microscpio, as deformaes sin-sedimentares so

comuns como fraturamento, reorientao de gros e de filmes argilosos, pelo rompimento ou

estrangulamento de lminas de areia fina e pela descontinuidade da deformao (Figura 5.9).

Deformao ps-sedimentar afeta camadas inteiras ou at mesmo, unidades completas

e marcada por padres de fraturas e dobras sistemticas, compatveis com a orientao

regional, incluindo-se linhas de microfraturas ao longo das quais os gros esto orientados e

quebrados. Esta deformao ps-sedimentar, por vezes, est marcada nas lminas por uma

foliao incipiente que apresenta uma inclinao de aproximadamente 15 em relao ao

acamamento sedimentar (figura 5.10).

Por se tratar de uma poro muito plstica dentro do Ritmito Superior, o Ritmito

Sltico em geral, registram melhor a deformao e apresenta nas pores mais deformadas,

dobras fechadas e em chevron, dobras parasticas em padres S e Z e dobras em caixa,

reflexos da deformao regional (figura 5.5).

Em Raios X foram identificados o quartzo e a ilita como constituintes maiores,

feldspatos potssicos e caulinita como constituintes menores e plagioclsio como constituinte

trao. Em poucas amostras ainda foram identificadas clorita como constituinte trao associada

dolomita, que nessas amostras est entre os constituintes maiores (figura 5.11).

Coluna Fazenda AlegreColuna Fazenda Alegre

Lentes carbonticasLentes carbonticas

Nvel arcosianoNvel arcosiano

Ritmito SlticoRitmito Sltico

Nvel glauconticoNvel glaucontico

Folhelho NegroFolhelho Negro

Silexito

CarbonatosSete LagoasCarbonatosSete Lagoas

A AfAmS Ag C

100 m100 m

0

Estruturas

EstratificaesCruzadas tabulares

Convolutas

Marcasonduladas

EstratificaesCruzadas tangengiais

C a l c r i o sd e f o r m a d o s ,in te rca lados commargas.

Nvel Arcosiano comcamadas reviradas

Lente de calcrio doRitmito Inferior.

Figura 5.6: Coluna estratigrafica esquemtica do Ritmito Superior na Regio da Fazenda Alegre.

32

Silexito

Lentes de calcrio

Legenda:

Arcsio

Ritmito Sltico

Folhelhos Negros

Com glauconitas

Grupo Bambu

Grupo Parano

Ritmito Superior

Nvel Arcosiano

Formao Sete Lagoas

Ritmito inferior

CarbonatoSete Lagoas

Ritmito sltico

Nvel glaucontico

Nvel Arcosiano

A AfAmS Ag C

0 m

~80 m

Coluna Rio Crixs Sul

Estruturas

EstratificaesCruzadas tabulares

Convolutas

Marcasonduladas

EstratificaesCruzadas tangengiais

Calcrios intercalados commargas da Formao SeteLagoas.

Intercalao dos materiaismais finos (colorao escura) emater ia is mais grossos(colorao amarela).

Estratificaes cruzadas nosniveis mais finos doArcsio

Figura 5.7: Coluna estratografica esquematica da poro sul da regio do Rio Crixs. Afloram desde o Nvel Arcosiano at aFormao Sete Lagoas, sem a presena confirmada da Formao Jequita. 3

3

Quartzo-Arenito

Legenda:

Arcsio

Ritmito Sltico

Lentes carbonticas

Formao Sete Lagoas

Com glauconitas

Grupo Bambu

Grupo Parano

Ritmito Superior

Nvel Arcosiano

LminaMap05-IV-30

0,5 mm0,5 mm

0,5 mm

A B

C

0,5 mm

D

34

.Lmina:

Foto Central: Ritmitos de silti, areia eargila. Laminao muito fina marcada pornveis argilosos deformados; veios comquartzo recristalizado (em lupa com luztransmitida aumento 6x).

Fotomicrografias a, b, c e d: Nicis paralelos.

A) Lminas descontinuas de argila entreos gros de quartzo.

B) Gro detrtico de mica orientadosegundo o acamamento. M = destaca um grodetrtico de muscovita. Setas vermelhasindicam o acamamento.

C) Detalhe da matriz e pseudomatriz entreos gros mais grossos. A pseudomatriz formada a partir da deformao de fragmentosde argilas durante a compactao. Matrizdestacada pela seta vermelha.

D) Veio de quartzo preenchendo fratura.Destaque para os gros com filme de argila.

Figura 5.8:

Map06-IV-30Ritmito Superior - Fcies Ritmito Sltico

M

LminaScr10

0,25 mm

0,5 mm 0,5 mm

0,5 mm

0,5 mm 0,5 mm

A B

C D

E F

c

35

:

A) Microfalhas com deslocamentodas lminas, so destacadas arepetio rtmica entre estratos de siltee areia fina. Nicis paralelos.

B) Gro de glauconita nos nveisarenosos. Nicis paralelos e aumentoda objetiva de 10x.

C) Cristal de clorita em veio decarbontao. A clorita provavelmentep r o d u t o d a s t r a n s f o r m a e sdiagenticas da glauconita. Nasrochas do Ritmito Superior aassoc iao das c lo r i t as aoscarbonatos condio necessriapara sua formao e preservao.Nicis paralelos e aumento da objetivade 4x.

D) Veios de carbonato e gros decalcita. Nicis cruzados e aumento daobjetiva de 4x.

E) Estrangulamento nos nveisarenosos e preenchimento do espaopor material argiloso. Atribuido deformao de sedimentos moles.P r o v a v e l m e n t e a s s o c i a d o aescorregamento (slump).

F) Estrutura dedeformao emsedimentos moles (slump) nossedimentos mais moles, o fluxo domaterial mais grosso penetra omaterial mais fino que o suporta.

Figura 5.9:Ritmito Superior - Fcies Ritmito Sltico

Lmina Scr 010

Foto central: Laminao descontnuae irregular de nveis arenosos,argilosos e slticos, cortados por veiosde carbonato . Es t ru tu ras dedeformao(sob lupa de luz transmitida, aumentoda objetiva de 6x).

Figura 5.10: A) clivagem espaada marcada pela recristaliao de filossilicatos (linhavermelha) B) laminao e sigmides nos nos pelitos, C) Fratura com pequenodeslocamento na lmina de areia. Nicis paralelos e aumento da objetiva de 2,5x.

36

A B

C

0,5 mm0,5 mm

0,5 mm0,5 mm0,5 mm0,5 mm

Captulo 5 ______________________________________________________________________

37

Figura 5.11: Difratograma da Fcies Ritmito Sltico, a clorita interpretada com alterao de glauconitas. As reflexes da glauconitas so somadas s das ilitas

Captulo 5 ______________________________________________________________________

38

5.2.2 - Fcies Glaucontica

Intercalada no ritmito sltico, esta fcies marca um nvel decimtrico relativamente

contnuo de glauconitas assumidas como autignicas. Com a colorao verde intenso a plido

quando fresco, ou vermelho-arroxeada por alterao. As glauconitas tambm aparecem

associadas os nveis de pelitos, neste nvel ela faz parte da matriz, forma por vezes camadas

descontinuas de siltitos ricos em argilominerias (glauconitas) e pequenas lentes de siltitos

glauconticos intercalados aos folhelhos.

Por vezes glauconitas retrabalhadas esto contidas em arenitos esverdeados intercalados

com outros materiais, ou fragmentos do nvel glaucontico so encontrados em outros nveis do

Ritmito Superior, a Fcies Glaucontica tem associaes minerais variveis, ocorrendo desde

arenitos a folhelhos e designadas como 1) arenitos glauconticos verdes, 2) pelitos com

glauconita, 3) arenito claro com gros de glauconita, 4) brechas glauconticas.

Em raiosX, a mineralogia observada foi ilita e quartzo, como constituintes maiores,

ortoclseo e caolinita, como constituintes menores, goethita e hematita como constituintes traos

(presentes em certas amostras) e eventualmente calcita, dolomita e clorita. A glauconita presente

nas amostras no diferenciada em difrao de raios X por apresenta a mesma estrutura da ilita, e

a clorita identificada nesta fase produto da alterao da glauconita (figura 5.12).

A - Arenitos glauconiticos verdes:

O arenito glaucontico apresenta, em geral, acamamento com 05 cm de espessura e marcas

onduladas, ondulantes no topo. Constitudo predominantemente de glauconitas (cerca de 48%) e

quartzo (30%), contm ainda micas detrticas (07%), feldspatos (05%) e minerais acessrios

diagenticos (opacos 05%, cloritas 02%, calcitas e ilitas 03%).

Constitudas por material microcristalino, as glauconitas so glbulos verdes, quase

sempre arredondados, de tamanhos variados (aproximadamente de 0,1mm a 0,7mm) e formam

lminas intercaladas em nveis de areia e silte. Em vrias lminas petrogrficas so observados

glbulos de glauconita com mesma continuidade tica, contendo em seu interior diferentes gros

de quartzo, geralmente subarredondados. Esta interpretada como uma feio autignica,

Captulo 5 ______________________________________________________________________

39

resultante do crescimento, a partir dos poros dos sedimentos, da glauconita que envolve os gros

detrticos (figura 5.13).

comum a ocorrncia de pelculas de minerais opacos envolvendo glbulos de

glauconita. Estes em geral contm minerais eudricos vermelhos, translcidos (goethita?)

desenvolvidos a partir da borda, em direo ao centro. Esta alterao da glauconita parece ocorrer

durante a diagnese, j que no mostra outras feies de alterao intemprica (figura 5.14).

Alguns nveis glauconticos contm tambm a clorita, como fibras claras, sempre

associada a carbonatos (figura 5.15).

O quartzo se apresenta como gros detrticos arredondados, como cimento e como cristais

dentro dos glbulos de glauconita. A granulao dos gros detrticos varia como na glauconita

estando quase sempre ambos com os mesmos tamanhos de gros, na classe de areia mdia. A

quantidade de cimento silicoso entre os gros bastante varivel. Em diversas lminas

observado dentro dos glbulos o crescimento epitaxial de cristais eudricos de quartzo,

substituindo a glauconita. Esta substituio varia desde cerca de 01% de quartzo at praticamente

todo o glbulo de glauconita.

H alm desses minerais, feldspatos e micas brancas detrticas. O feldspato ocorre na

frao areia mdia, sendo gros detrticos normalmente alterados, ou recristalizados t