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MARCEL SENA CAMPOS QUIMIOESTRATIGRAFIA ISOTÓPICA DE CARBONO E ESTRÔNCIO E GEOQUÍMICA DE ELEMENTOS TERRAS RARAS EM FORMAÇÕES CARBONÁTICAS E FERRÍFERAS DO CINTURÃO SERIDÓ, NORDESTE DO BRASIL Dissertação de Mestrado 2011

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MARCEL SENA CAMPOS

QUIMIOESTRATIGRAFIA ISOTÓPICA DE CARBONO E ESTRÔNCIO E GEOQUÍMICA DE

ELEMENTOS TERRAS RARAS EM FORMAÇÕES CARBONÁTICAS E FERRÍFERAS DO

CINTURÃO SERIDÓ, NORDESTE DO BRASIL

Dissertação de Mestrado

2011

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UFPE

UNIVERSIDADE FEDERAL DE PERNAMBUCO

CENTRO DE TECNOLOGIA E GEOCIÊNCIAS

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

QUIMIOESTRATIGRAFIA ISOTÓPICA DE CARBONO E

ESTRÔNCIO E GEOQUÍMICA DE ELEMENTOS TERRAS RARAS

EM FORMAÇÕES CARBONÁTICAS E FERRÍFERAS DO

CINTURÃO SERIDÓ, NORDESTE DO BRASIL

MARCEL SENA CAMPOS

Orientadores: Prof. Dr. Alcides Nóbrega Sial

Prof.a Dr. Valderez Pinto Ferreira

Recife, julho de 2011

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MARCEL SENA CAMPOS

Geólogo, Universidade Federal de Mato Grosso, 2009

QUIMIOESTRATIGRAFIA ISOTÓPICA DE CARBONO E

ESTRÔNCIO E GEOQUÍMICA DE ELEMENTOS TERRAS RARAS

EM FORMAÇÕES CARBONÁTICAS E FERRÍFERAS DO

CINTURÃO SERIDÓ, NORDESTE DO BRASIL

Tese apresentada ao Programa de Pós-

Graduação em Geociências, Centro de

Tecnologia e Geociências, Universidade

Federal de Pernambuco, em 22 de julho de

2011, em preenchimento parcial à obtenção

do grau de Mestre em geociências, área de

concentração Geoquímica, Geofísica e

Evolução crustal.

Recife (PE) - 2011

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Catalogação na fonte

Bibliotecário Marcos Aurélio Soares da Silva, CRB-4 / 1175

C198q Campos, Marcel Sena.

Quimioestratigrafia isotópica de carbono e estrôncio e geoquímica

de elementos terras raras em formações carbonáticas e ferríferas do

cinturão Seridó, nordeste do Brasil / Marcel Sena Campos. - Recife: O

Autor, 2011.

xiii, 99 folhas, il., gráfs., tabs.

Orientador: Profº Dr. Alcides Nóbrega Sial.

Dissertação (Mestrado) – Universidade Federal de Pernambuco.

CTG. Programa de Pós-Graduação em Geociências, 2011.

Inclui Referências.

1. Geociências. 2.Geoquímica. 3.Formação Carbonática.

4.Estratigrafia Isotópica. I. Sial, Alcides Nóbrega (orientador). II.

Título.

UFPE

551 CDD (22. ed.) BCTG/2011-229

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i

“Criámos a época da velocidade, mas senti-

mo-nos enclausurados dentro dela. Os nossos

conhecimentos tornaram-nos cépticos; a

nossa inteligência, empedernidos e cruéis.

Pensamos em demasia e sentimos bem

pouco.”

Charles Chaplin

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Dedico este trabalho a minha mãe

Marlize P. Sena, minha avó Tita e as

memórias do meu Avô Moisés e

Lucimar (Lu), pela confiança, apoio e

carinho ao longo de uma vida.

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iii

AGRADECIMENTOS

______________________________________________________________________

Chegado o momento de entregar a dissertação, é de praxe acadêmica escrever

algumas linhas de agradecimento dirigidas àqueles que comigo mais de perto privaram na

ingente tarefa de produzi-la. Não, não é simplesmente agradecer que quero. Quero trazer

para dentro do meu texto aqueles que já o percorrem nas entrelinhas. E não só aos que me

ajudaram efetivamente na construção dessa Dissertação, mas aos amigos e colegas que

partilharam comigo idéias, fomentaram discussões, me trouxeram pérolas poéticas,

construíram frases espirituosas e fortuitas sobre os rascunhos.

Como o primeiro da lista, não poderia deixar de colocar aquele que foi em todos os

momentos meu grande amigo e mestre, a quem muitos chamam Deus, por sempre estar

comigo e ter me ajudado e guiado nas horas mais difíceis, me dando forças para continuar

nesta etapa da minha vida.

Antes de mais convém referir que o presente trabalho foi realizado na Pós-

graduação em Geociências da Universidade Federal de Pernambuco, sob a orientação do

Prof. Alcides N. Sial do Departamento de Geologia Geral e meu amigo a quem agradeço

todo o apoio no trabalho de campo, na discussão dos resultados, comentários e revisão

crítica que muito contribuiu para o substancial melhoramento do texto; sem sua

compreensão e inestimável apoio, principalmente na fase terminal desta dissertação, não

seria possível escrever estas linhas.

A memória do meu avô Moisés Pereira de Sena quero aqui prestar minha

homenagem, não passa um dia que não reviva algum do tempo que passamos juntos; hoje

parece tão pouco... Muito me ensinou, mas, muito ficou por transmitir. O conhecimento

profundo que tinha e seu caráter, não tem paralelo em ninguém que eu conheça, a sua

experiência é para mim um exemplo, sem dúvida que se estivesse vivo estaria agora a

comemorar este momento de triunfo comigo. Para si, meu Avô, um grande bem-haja,

sempre!

A memória da minha eterna amiga Lucimar (Lu), pois sem o apoio dela, não

estaria aqui.

No processo inquietador de elaboração de uma dissertação, colegas e amigos

terminam sempre por ser envolvidos, aos colegas de luta Letícia e Leandro, quero

agradecer os momentos que temos passado nestes dois anos de vivência. As técnicas Gilza

e Vilma e aos demais o meu reconhecimento pela amizade que sempre demonstraram.

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iv

Porque nada se faz sem recursos financeiros, agradeço ao suporte dado pelo CNPq

que contribuiu financeiramente durante esses dois anos.

Muitos foram os docentes que nos incentivaram a continuar e a chegar ao fim,

não os vamos referir, pois correríamos o risco de esquecer algum. De todos guardamos

uma boa recordação. Há, no entanto, alguns nomes que não podemos deixar de

lembrar, pela boa impressão que nos deixaram, e pelos conhecimentos que nos

transmitiram, são eles a Profa. Valderez P. Ferreira, Prof

a. Ignez Guimarães, Prof. Sérgio

Pacheco, tendo todos eles leccionado no mestrado, enriquecendo-nos um pouco com os

seus conhecimentos, ao Prof. Claudio Gaucher da Universidad de la Republica do

Uruguai, pela contribuição dada ao trabalho.

Por fim, aqueles que mais de perto acompanharam esta jornada. A minha mãe, avó

e demais familiares, que sempre me deram liberdade para fazer minhas opções. Também

agradeço a compreensão e preocupação que demonstraram pela minha ausência nesse

período.

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RESUMO

A idade dos metassedimentos da Faixa Seridó, Província Borborema, NE do

Brasil, tem sido discutida por mais de três décadas. Alguns autores, fundamentados em

dados estruturais, assumem idade Paleoproterozóica, enquanto estudos radiométricos

apontam idade Neoproterozóica.

Formações Ferríferas Bandadas (BIFs) associadas com glaciações

Neoproterozóicas são importantes pilares da teoria Snowball Earth e registram o

acúmulo de Fe+2 em oceano anóxico. BIFs na Mina do Bonito e Serra da Formiga,

próximo a Jucurutu e Florânea respectivamente, Rio Grande do Norte, são

representados por itabiritos e minério de ferro, actinolita ou cummingtonita-itabirito e

tremolita xisto. Esses BIFs são recobertos por mármores das Formações Jucurutu.

Diamictitos próximo Ouro Branco e na Serra dos Quintos, próximo a Parelhas,

exibem clastos de até 0,6m (augen-gnaisses, quartizitos e bi-gnaisses) em matriz

argilosa. Alguns autores consideram que esses diamictos estão situados entre as

Formações Jucurutu e Seridó, embora essa interpretação não seja consensual.

Mármores da Formação Jucurutu são carbonatos puros com teor de CaO de 46 a

52% e baixo MgO, que localmente mostra valor de até 4,7%. Al2O3 e SiO2 são

geralmente baixos e com variação limitada. São mármores de granulação fina a média

por vezes foliados, com alternância de bandas cinzas e brancas e, localmente, com

sulfetos. Em mármores da Formação Seridó, variação química mais pronunciada é

observada, dolomito aparecendo na porção basal da formação.

Apesar do alto grau metamórfico (fácies anfibolito) a que foram submetidos os

mármores, correlação entre δ13C versus δ18O e Mn/Sr indicam que as amostras

estudadas são pouco alteradas, sugerindo preservação do sinal isotópico de carbono

(δ13C). Fraca correlação entre δ13C e CaO sugere que a mudança de δ13C durante o

metamorfismo resultou, talvez, de reação de descarbonatação.

Amostras de rochas carbonáticas obtidas de um dos furos de sonda da Formação

Jucurutu na jazida Morro do Bonito (Triunfo Potiguar) exibem valores de δ13C de -12‰

nos primeiros metros, seguidos por valores canônicos (-6 a -4‰) e valores positivos na

parte superior da sequência (+4 a +10‰). Valores de δ13C em rochas carbonáticas que

recobrem itabiritos em Riacho Fundo (São Mamede) e Cabeço da Mina (Florânea) são

positivos (+4 a +9‰). Em Cruzeiro da Maniçoba, próximo a Currais Novos, dolomitos

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rosas mostram δ13C ao redor -4‰ seguidos por valores positivos (~+9‰). 87Sr/86Sr para

carbonatos da Formação Jucurutu mostram valores consistentes de 0,7074 e para

carbonatos da Formação Seridó, entre 0,7076 e 0,7081 sugerindo deposição dessas

capas carbonáticas no Ediacarano. Isótopos de Cr nas amostras de BIFs apresentam

valores negativos, entre -0,13 e -0,11‰.

Anomalias de Ce/Ce* entre 0,54 e 2,46 são observados nos BIFs, enquanto 

que mármores da Formação Jucurutu exibem valores negativos (Ce/Ce* = ‐0,41 a ‐

0,11).  Anomalias  positivas  de  Eu/Eu*  são  observadas  nos  BIFs  (1,32  a  2,66)  e 

mármores (até 1,56) da Formação Jucurutu. 

Os resultados isotópicos obtidos neste estudo, associados ao comportamento dos

elementos terras raras, sugere que os BIFs da Formação Jucurutu foram depositados em

oceano anóxico, seguido da deposição de rochas carbonáticas em ambiente óxico, o que

aparentemente está de acordo com ambiente pós-glacial de deposição de capa

carbonática.

Palavras chaves: Geociências, Geoquímica, Capas Carbonáticas, Estratigrafia Isotópica

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ABSTRACT

The age of the Seridó metasediments, Borborema Province, NE Brazil, has been

discussed for more than three decades. Some authors, based on structural data, assume

paleoproterozoic age, while radiometric studies indicate Neoproterozoic age.

Iron formations associated with Neoproterozoic glaciations are an important

pillar of the Snowball Earth hypothesis. These formations are thought to represent the

accumulation of Fe+2 in an ice-capped anoxic ocean. Banded iron formations of the

Ferro do Bonito Mine near Jucurutu town and at the Serra da Formiga near Florânea

town, both in Rio Grande do Norte, and Riacho Fundo near São Mamede town, Paraíba

in the Seridó Belt are represented by itabirite and iron ores, actinolite- or

cummingtonite-itabirite, and tremolite schist. These BIFs are overlain by marbles of the

Jucurutu Formation.

Diamictites near the Ouro Branco town and Serra dos Quintos near Parelhas

town in Rio Grande do Norte exhibit clasts up to 0.6 m long (augen-gneisses, quartzites

and bi-gneisses) in a fine-grained clay matrix. Some authors consider that these

diamictites are stratigraphically situated between Jucurutu and Seridó formations,

although this interpretation is not consensual. At Cruzeiro da Maniçoba locality,

relatively pure pink dolostones of the Seridó Formation, as a fining- and thinning

upward succession, probably represent a second, younger cap carbonate.

Marbles of the Jucurutu Formation are usually represented by pure carbonates

with CaO from 46 to 52% and rather low MgO that locally shows values up to 4.7%.

Al2O3 and SiO2 are usually low and with limited variation. These are fine- to coarse-

grained gray marbles that sometimes foliated, with alternation of white and gray bands,

and locally with sulphides. In spite of their high metamorphic grade, primary

sedimentary structures (cross stratiphication and stromatolites) can still be identified.

A more pronounced chemical variation is observed in marbles of the Seridó

Formation, that exhibit basal dolostones. A criterion to tell these marbles from those of

the Jucurutu Formation is the absence of BIF´s in the base of this formation, besides

slightly higher Sr values as discussed below.

Micro-drilled carbonate samples from the Jucurutu Formation (drill holes 34 and

78; Ferro do Bonito Mine) exhibit δ13C values -12‰ are found in the first meter,

followed by mantle values (-6 to -4‰) and then by positive values up section (+4 to

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+10‰). Surprisingly, δ13C values for carbonates that overlain itabirites at Riacho Fundo

(São Mamede) and at Cabeço da Mina (Florânea) are all positive. Perhaps, the

difference of C isotope behavior between basal carbonates at Mina do Bonito

(negative), and Riacho Fundo and Cabeço da Mina (positive) reflect, perhaps,

topographic control during deposition. At Cruzeiro da Maniçoba, pink dolostones show

δ13C values around -4‰. Positive δ13C values (~ +9‰) in marbles of the Seridó

Formation have been observed elsewhere. In both cases, negative δ13C values are

followed upsection by positive values. Strontium isotope ratios for Jucurutu carbonates

display consistent ratios around 0.7074 and for the Seridó, between 0.7076 and 0.7081

suggesting deposition of these carbonate layers in Ediacaran. Cr isotopes in the samples

of BIFs have negative values, between -0.13 to -0.11 ‰.

The  values  of  Ce/Ce*  vary  from  0.54  to  2.46,  indicating  extremely  anoxic 

environment,  what  seems  to  support  the  hypothesis  of  deposition  in  an  ocean 

capped by ice. 

The isotopic results obtained in this study, associated with the behavior of rare

earth elements, suggests that the BIFs of Jucurutu formation were deposited in anoxic

ocean, followed by the deposition of carbonate rocks in oxic environment, which

apparently is in line with the post-glacial cap carbonate deposition.

Key words: Geociências, Geoquímica, Capas Carbonáticas, Estratigrafia Isotópica

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ix

SUMÁRIO

CAPÍTULO I: INTRODUÇÃO ..................................................................................................................... 1

I.1 – APRESENTAÇÃO ............................................................................................................................... 2

I.2 OBJETIVOS ............................................................................................................................................ 3

I. 3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO ................................................................................................ 3

I.4 MATERIAIS E MÉTODOS DE TRABALHO ........................................................................................ 4

I.4.1 Etapa Preliminar ............................................................................................................................. 5

I.4.2 Etapa de Aquisição de Dados .......................................................................................................... 5

I.4.2.1 – Levantamento de perfis .......................................................................................................................... 5

I.4.2.2 Métodos analíticos .................................................................................................................................... 5

1.4.3 Etapa de Tratamento e Sistematização dos Dados ......................................................................... 7

CAPITULO II – GEOLOGIA REGIONAL ................................................................................................. 8

II. 1 A PROVÍNCIA BORBOREMA ............................................................................................................ 9

II.2 A FAIXA SERIDÓ .............................................................................................................................. 11

CAPITULO III – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ................................................................................. 16

III. 1 HIPÓTESE SNOWBALL EARTH ....................................................................................................... 17

III. 2 DEFINIÇÃO E CLASSIFICAÇÃO DE ROCHAS CARBONÁTICAS ............................................ 20

III. 3 QUIMIOESTRATIGRAFIA DE Δ13

C, Δ13

O E 87

SR/86

SR .................................................................... 20

III.3.1 Fracionamento Isotópico ............................................................................................................ 21

III.3.2 Carbono ...................................................................................................................................... 21

III.3.3 Oxigênio ...................................................................................................................................... 28

III.3.4 Estrôncio ..................................................................................................................................... 30

III.3.5 Cromo (Cr) ................................................................................................................................. 32

III.3.5.1 – Especiação e concentração de Cr na água dos mares atuais .............................................................. 32

III.3.5.2 – Relação entre a concentração de Cr e Fe em BIFs ............................................................................. 33

III.3.5.3– Alteração pós-deposicional e possíveis efeitos de isótopos de Cr na composição dos BIFs ............... 34

III.3.5.4 – Comportamento geoquímico do Cr.................................................................................................... 34

CAPÍTULO IV – GEOLOGIA LOCAL ..................................................................................................... 36

IV.1 LITOESTRATIGRAFIA .................................................................................................................... 37

IV.1.1 Formação Jucurutu ..................................................................................................................... 37

IV.1.2 Petrografia .................................................................................................................................. 43

IV.1.3 Formação Seridó ......................................................................................................................... 45

IV.1.4 Considerações sobre BIFs Neoproterozóicos ............................................................................. 45

CAPÍTULO V: GEOQUÍMICA .................................................................................................................. 47

V.1 ASPECTOS QUÍMICOS ..................................................................................................................... 48

V.1.1 Formação Jucurutu ...................................................................................................................... 51

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x

IV.3 ELEMENTOS TERRAS .................................................................................................................... 54

V.3.2 Apresentação dos Dados de Elementos Terras Raras .................................................................. 57

V.3.3 Interpretação dos Dados .............................................................................................................. 61

V.3.3.1 Formação Ferrífera Bandada (BIFs) .................................................................................................... 61

V.3.3.2 – Lentes de Mármore ............................................................................................................................. 64

CAPÍTULO VI: QUIMIOESTRATIGRAFIA ISOTÓPICA .................................................................... 68

VI.1 ALTERAÇÃO NA ASSINATURA ISOTÓPICA DE Δ13

C E Δ18

O .................................................... 69

VI.2 FORMAÇÃO JUCURUTU ................................................................................................................ 72

VI.1.1 Isótopos de C e O ........................................................................................................................ 72

VI.2 FORMAÇÃO SERIDÓ ...................................................................................................................... 77

VI.3 ISÓTOPOS DE Cr.......................................................................................................................... 78

VI.4 COMPORTAMENTO DE 87

SR/86

SR E 13

C E IDADES .................................................................. 82

CAPÍTULO VII: CONCLUSÕES ............................................................................................................... 85

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS......................................................................................................... 88

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xi

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1. Mapa de localização, acesso utilizado na campanha da pesquisa. (Fonte: modificado de Google

maps 2011). ....................................................................................................................................................... 4

Figura 2. Esboço tectono-estratigráfico da Província Borborema.. ............................................................... 11

Figura 3. Mapa da Faixa Seridó. Nascimento et al. (2004). ........................................................................... 12

Figura 4. Relações estratigráficas para o Grupo Seridó de acordo com Jardim de Sá (1994) (Nascimento,

2004)................................................................................................................................................................ 13

Figura 5. Os quatro estágios da hipótese Snowball Earth, apresentando as variações no albedo planetário, e

pressão de dióxido de carbono atmosférico (modificado de Hoffman & Schrag, 1999). ................................ 19

Figura 6. Ciclo do Carbono ............................................................................................................................ 24

Figura 7. Curva de variação δ13C no decorrer do Proterozóico e Fanerozóico (reproduzida de Hoffman et

al., 1998; Kaufman & Knoll, 1995; Kha et al., 1999; modificado por Sial et al., 2000). ................................ 25

Figura 8. Ciclo do oxigênio. ........................................................................................................................... 29

Figura 9. Curva da evolução isotópica de 87Sr/86Sr para carbonatos marinhos durante o Neoproterozóico,

com medições realizadas por diversos pesquisadores, mostrando divergências entre 900 e 590 Ma (Melezhik

et al., 2001) ...................................................................................................................................................... 31

Figura 10. Mapa simplificado da região de Jucurutu e Florânea, mostrando a localização da Serra da formiga

e da Mina do Bonito (modificado de Angelim et al., 2006). ........................................................................... 38

Figura 11. Mapa simplificado da região se São João do Sabugi, localizando a região de Riacho Fundo

(modificado de Angelim et al., 2006). ............................................................................................................. 39

Figura 12 . (a) Contato entre o mármore e o itabirito na Mina Ferro do Bonito. (b) Níveis de sulfetos no

mármore da Formação Jucurutu (Serra da Formiga). (c) Mármore com estratificação cruzada preservada. (d)

Estromatólitos em furo de sonda da Mina do Bonito. ..................................................................................... 40

Figura 13. (a) Níveis argilosos no mármore da Mina do Bonito. (b) Dobras intrafoliais nos níveis argilosos.

(c) Dobra de fluxo. (d) Veio pegmatítico na Mina do Bonito. ........................................................................ 41

Figura 14. (a) Itabirito da Mina do Bonito. (b) Trincheira em BIFs na localidade de Riacho Fundo. (c) BIF

da Serra da Formiga, com estrutura bandada típica. (d) BIF deformado, com dobra fechada. ........................ 42

Figura 15. Diamictito Serra dos Quintos. Vista superior a esquerda e vista lateral (perpendicular à foliação) à

direita. .............................................................................................................................................................. 43

Figura 16. Diagrama multi-elementar, em % de óxido para os mármores do perfil S.FORM ....................... 52

Figura 17. Diagrama multi-elementar, em % de óxido para os mármores do perfil 2S.FORM ..................... 52

Figura 18. Diagrama multi-elementar, em % de óxido para os mármores do perfil 3S.Form ........................ 53

Figura 19. Diagrama multi-elementar, em % de óxido para os mármores do perfil CAL.RF ....................... 53

Figura 20. Diagramas CaO vs MgO e SiO2 e Al2O3 vs SiO2 ....................................................................... 54

Figura 21. Principais padrões de ETR das BIFs do Arqueano, Paleoproterozóico e Neoproterozóico. Extraido

de Klein (2005). Todos os dados estão normalizados segundo o padrão NASC (North American Shale

Composite, Gromet et al, 1984)....................................................................................................................... 56

Figura 22. Padrão de comportamento para ERR normalizado pelo PAAS dos BIFs do perfil Sform. ........... 61

Figura 23. Padrão de comportamento para ETR normalizado pelo PAAS dos BIFs do perfil Riacho Fundo.62

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xii

Figura 24. Padrão de comportamento para ETR normalizado pelo PAAS para um BIFs do perfis da Mina do

Bonito. ............................................................................................................................................................. 62

Figura 25. Gráfico da anomalia de Ce/Ce* vs. Nd para os mármores e BIFs da Fm. Jucurutu. ..................... 63

Figura 26. Diagrama (Ce/Ce*)SN vs. (Pr/Pr*)SN para os BIFs e mármores da Formação Jucurutu. .............. 64

Figura 27. Concentração total de ETR versus concentrações de Si e Al. Notar a existência de trend positivo

em ambos os casos, evidenciando o controle das fases detríticas sobre concentração de ETR. ..................... 65

Figura 28. Padrão de comportamento para ETR normalizado pelo PAAS dos mármores do perfil realizado

no flanco oeste da Mina do Bonito (FOBON) ................................................................................................. 66

Figura 29. Padrão de comportamento para ETR normalizado pelo PAAS dos mármores do perfil em Riacho

Fundo (2CALRF). ........................................................................................................................................... 66

Figura 30. Padrão de comportamento para ETR normalizado pelo PAAS para mármores do perfil da Serra da

Formiga (3Sform). ........................................................................................................................................... 67

Figura 31. Exemplo de correlações utilizadas em amostras alteradas da Namíbia, Austrália e Svalbard (Derry

et al, 1992) ....................................................................................................................................................... 70

Figura 32. Correlações geoquímicas utilizadas por Melezhik et al., (2001). .................................................. 71

Figura 33. Correlações geoquímicas aplicadas aos mármores da Formação Jucurutu indicando os trends de

alteração. ......................................................................................................................................................... 72

Figura 34. Diagramas isotópicos e de óxidos para os mármores do perfil S.Form ........................................ 73

Figura 35. Quimioestratigrafia isotópica de C e O e diagrama de óxidos para o perfil 2S.Form .................. 74

Figura 36. Quimioestratigrafia isotópica de C e O e diagrama de óxidos para o perfil 3S.Form. ................. 74

Figura 37. Quimioestratigrafia isotópica de C e O para os perfis OBC e OBCD ........................................... 75

Figura 38. Quimioestratigrafia isotópica de C e O para o perfil BOM e para os 2 testemunhos de sondagem

(BTO-34 e BTO-78) ........................................................................................................................................ 76

Figura 39. Quimioestratigrafia isotópica de C e O e diagrama de óxidos para o perfil Riacho Fundo (Cal-

RF). .................................................................................................................................................................. 77

Figura 40. Quimioestratigrafia isotópica de c e O para o perfil SCM2 ......................................................... 78

Figura 41. Diagramas isotópicos dos testemunhos de sondagem BTO-38 e BTO78 (isótopos de Cr e isótopos

de C) ................................................................................................................................................................ 79

Figura 42. Diagramas isotópicos para o perfil 3S.Form (isótopos de C e Cr). ............................................... 80

Figura 43. Diagramas isotópicos para o perfil CALRF e RIFUNDO (isótopos de C e Cr). ........................... 81

Figura 44. Diagrama de variação da razão 87

Sr/86 13

C nos mármores do Grupo Seridó. .................... 82

Figura 45. Curvas de variação Globais de C e Sr para o Neoproterozóico, segundo Hoffman et al. (1998) em

(A), Azmy et al (2001) e Melezhik et al (2001) em (B). Áreas em cinza Fm. Jucurutu, áreas em amarelo Fm.

Seridó. ............................................................................................................................................................. 84

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xiii

ÍNDICE DE TABELAS

Tabela 1. Classificação das rochas calcárias em função do conteúdo de MgO (em %). ............................... 20

Tabela 2 . Classificação petrográfica adotada para as rochas carbonáticas estudadas, baseada nas proposições

de Leighhton & Pendexter (1962) e Petttijohn (1975). ................................................................................... 44

Tabela 3. Analises químicas parciais de mármores do perfil 2S.FORM (Serra da Formiga) ......................... 48

Tabela 4. Analises químicas parciais de mármores do perfil S.FORM (Serra da Formiga) ........................... 49

Tabela 5. Analises químicas parciais de mármores do perfil 3S.Form (Serra da Formiga) ............................ 50

Tabela 6. Analises químicas parciais de mármores do perfil CAL-RF (Riacho Fundo, São Mamede) .......... 51

Tabela 7. Análises de elementos terras raras para BIFs da Formação Jucurutu (ppm) .................................. 58

Tabela 8. Análises químicas de elementos terras raras para os mármores da Formação Jucurutu (normalizado

para PAAS) ..................................................................................................................................................... 60

Tabela 9. Valores de 87

Sr/86

sr para os mármores do Grupo Seridó ................................................................. 83

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1

_________________________________________________________________________

CAPÍTULO I: INTRODUÇÃO

_________________________________________________________________________

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2

I.1 – APRESENTAÇÃO

No inicio e ao final do Éon Proterozóico (2.500-543 Ma), a Terra esteve em

diversas ocasiões marcada por severas mudanças climáticas e recoberta por enigmáticas

sequências de depósitos glaciais capeadas por rochas carbonáticas típicas de deposição em

clima quente, podendo ter atingindo até níveis do mar a baixas latitudes (e.g. Evans et al.,

1997; Williams e Schmidt, 1997; Schmidt e Williams, 1999; Sohl et al., 1999; Kempf et

al., 2000). Pelo menos quatro glaciações Neoproterozóicas são reconhecidas (Halverson

et al., 2010): Kaigas (745 Ma), Early-Cryogenian (710-720 Ma), Late-Criogenian (635

Ma) and Gaskiers (583 Ma).

Estudos comparativos desses intervalos glaciais mostram algumas semelhanças,

como por exemplo, a presença de formações ferríferas, condição essa que expressa baixa

oxigenação atmosférica, combinada a baixas concentrações de sulfatos na água do mar

(Canfield, 2008).

Mudanças climáticas implicam em variações da composição isotópica da água do

mar, especialmente em relação δ13

C, δ18

O e 87

Sr/86

Sr, influenciadas pelas condições

ambientais e alterações nos padrões biológicos. Tais variações são temporais e adquiridas

pelos carbonatos no instante de sua deposição, podendo ser utilizadas no posicionamento

estratigráfico desses carbonatos. Assim, a quimiostratigrafia isotópica tem sido

amplamente utilizada para correlacionar sucessões carbonáticas e tentar entender seu

complexo ambiente deposicional, bem como com boa quantidade de dados isotópicos de

boa qualidade, tentar contribuir para aperfeiçoar curvas temporais globais.

No Brasil diversas sucessões carbonáticas registram essas importantes mudanças

climáticas ao longo do Neoproterozóico, podendo ser observadas principalmente nos

crátons São Francisco e Amazônico e cinturões marginais metamórficos isolados, por

exemplo, o Cinturão Seridó na Província Borborema. Neste, apesar do alto grau

metamórfico, a ferramenta isotópica ainda se mostra eficiente quando observados certos

parâmetros como a ausência de minerais silicáticos (Taylor & O‟Neil, 1977; Valley and

O‟Neil, 1984; Ghent & O‟Neil, 1985; Baker & Fallick, 1989; Wickham &Peters, 1993).

No Nordeste brasileiro, estudos quimioestratigráficos de isótopos de oxigênio,

carbono e estrôncio têm sido realizados com bastante eficácia, principalmente em

sucessões carbonáticas, na resolução de questões quanto à continuidade de deposição,

idade de sedimentação, estratigrafia e evolução de rochas supracrustais submetidas a

metamorfismo.

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3

I.2 OBJETIVOS

Apesar de diversos estudos sobre o Grupo Seridó terem sido realizados, dúvidas

sobre, a idade de deposição das Formações Jucurutu e Seridó, posicionamento

estratigráfico de lentes de mármores neste cinturão ainda permanecem. Uma primeira

tentativa de estimar a idade destas rochas carbonáticas foi feita por Nascimento et al.

(2007) que propuseram um intervalo de idade de deposição de 590-570 Ma para os

carbonatos das Formações Jucurutu e Seridó.

Presença de BIFs na base da Formação carbonática Jucurutu e ocorrência de

diamictitos no cinturão Seridó, levaram as seguintes indagações que necessitam ser

respondidas:

1. Carbonatos pertencentes a essas duas Formações poderiam ser capas

carbonáticas, depositadas após uma das glaciações Neoproterozóicas?

2. Comportamento paleo-redox do oceano do qual se depositaram essas

formações carbonáticas

3. Os BIFs tem expressão regional? Apresentam recorrência? Lentes de mármores

que os capeiam são todos da Formação Jucurutu.

Por meio da quimioestratigrafia isotópica de carbono (C), oxigênio (O), estrôncio

(Sr) e cromo (Cr) associado à química de elementos maiores, menores e terras raras,

tencionamos responder a estas perguntas acima formuladas, estimar a idade de deposição

dos carbonatos pertencentes às Formações Jucurutu e Seridó, caracterizar o estado paleo-

redox do oceano no qual foram depositados esses sedimentos, bem como investigar se

estas duas formações representam capas carbonáticas Neoproterozóicas.

I. 3 LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO

A área de estudo esta localizado na parte centro-sul do Rio Grande do Norte e norte

da Paraíba, abrangendo a região dos municípios de Jucurutu - RN, Currais Novos - RN e

São Mamede – PB (Figura 1).

Partindo de Caicó - RN, o principal acesso a região de estudo é feita pelas rodovias

estaduais pavimentadas RN-118 para norte até Jucurutu (52 km), seguindo a oeste pela BR

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– 226 até Currais Novos (70km). O Acesso até cidade de São Mamede-PB e feito pela RN-

118 até Ipueira (48,5 km) e continuada pela PB-251 (22 km).

Figura 1. Mapa de localização, acesso utilizado na campanha da pesquisa. (Fonte: modificado de Google maps

2011).

I.4 MATERIAIS E MÉTODOS DE TRABALHO

O presente trabalho foi realizado em três etapas: (a) etapa preliminar, (b) etapa de

aquisição de dados (c) e etapa de tratamento e sistematização dos dados.

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5

I.4.1 Etapa Preliminar

A etapa preliminar constituiu-se no levantamento dos trabalhos realizados e/ou

publicados sobre o Grupo Seridó envolvendo os aspectos geológicos, geotectônicos,

petrográficos, geoquímicos e geocronológicos, bem como trabalhos referentes à geologia

regional, com objetivo de sumarizar dados geológicos de âmbito regional e local.

Adicionalmente, foram integrados outros trabalhos que abordavam questões semelhantes a

aquelas levantadas no decorrer do desenvolvimento da pesquisa e deste estudo.

Constou também de interpretação de imagens de satélites e levantamentos de mapas

geológicos os quais foram utilizados durante trabalho de campo.

I.4.2 Etapa de Aquisição de Dados

A etapa de aquisição de dados contou com levantamento de perfis estratigráficos de

lentes de mármores e formações, além de procedimentos laboratoriais.

I.4.2.1 – Levantamento de perfis

Os seguintes equipamentos/materiais foram utilizados nesta etapa: caderneta de

campo, martelo geológico, máquina fotográfica digital, bússola geológica Krantz; trena de

50m e GPS (Global Positioning System), utilizando o sistema de coordenadas geodésicas

(grau, minutos e segundos).

Os perfis foram realizados em duas etapas. A primeira aconteceu em agosto de

2009, onde foram realizados o reconhecimento das unidades geológicas e estruturas e

coleta de amostras. A segunda etapa foi realizada entre em fevereiro de 2011, dando-se

continuidade ao levantamento geológico e perfis.

I.4.2.2 Métodos analíticos

Os estudos laboratoriais compreenderam:

Petrografia das rochas carbonáticas. As amostras coletadas foram descritas

macroscopicamente com auxílio de lupa (aumento 20X) considerando aspectos texturais e

composicionais quatro amostras foram selecionadas para confecção de seções delgadas, as

que foram preparadas pelo Laboratório de Laminação da Companhia de Pesquisa de

Recursos Minerais (CPRM)

As seções delgadas foram descritas em microscópio petrográfico binocular

Olympus, que objetivou a caracterização petrográfica dos litotipos, com objetivo de

selecionar amostras para análise química e isotópica, optando-se por aquelas menos

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6

alteradas. Obteve-se também fotomicrografias das seções delgadas com polarizadores

cruzados e paralelos.

Análises químicas de elementos maiores que foram feitas no laboratório de

Fluorescência de Raios-X do LABISE, equipado com uma unidade de fluorescência de

raios-x Rigaku RIX-3000, como tubo de ródio, para os elementos: Si, Al, Mg, Ca, K, P,

Mn, Na, Fe, Rb, Sr.

As análises de elementos terras raras foram realizadas com ICP-MS, num total de

18 amostras de BIFs analisados em GEUS (Geological Survey of Denmark and Greenland)

e Institute of Geography and Geology, University of Copenhagen (Dinamarca) pelo Prof.

Robert Freie 16, e de rochas carbonáticas, no laboratório da GEOSOL em Belo

Horizonte. Foi utilizado um ICP 3500 da ARL, com retiíulo de 1200 ranhuras por mm,

montagem Czem-Turner, 1m de distância focal, varredura de 1890 a 8000 Å, dispersão

linear de 8 Å/mm, gerador de alta frequência de 27MHZ e potência de 1200W, tocha de

plasma de quartzo, fluxo de argônio de 121/min, envolvendo pré-concentração em resina

de troca iônica. Para a realização dessas análises, as amostras foram solubilizadas por

ataque triácido: HF – HClO4 – HCl em cadinho de teflon, levadas a seco para eliminar o

flúor e retomadas com solução clorítica. Resíduos não atacados foram separados e

fundidos com metaborato de lítio, o vidro solubilizado em HG e adicionado à solução

inicial, que foi levada a seco e retomada com solução clorídrica. A pré-concentração foi

feita usando resina catiônica equilibrada com HCl. Os padrões são sintetizados a partir de

óxidos espectroscopicamente puros da Johnson Mattey, solubilizados por solução

clorídrica.

Análises isotópicas de C e O foram realizadas no Laboratório de Isótopos Estáveis

(LABISE) da Universidade Federal de Pernambuco. Para extração do gás CO2 foram

utilizados 20mg de pó de cada amostra, os quais foram colocados em reação com ácido

ortofosfórico (H3PO4) a 100%, em vácuo por 24 horas. As razões 13

C/12

C e 18

O/16

O do CO2

foram obtidas num espectrômetro de massa SIRA II da V.G. ISOTECH, ou no Delta V.

advantage, com dupla admissão e triplo coletor. O padrão utilizado foi o BSC (Borborema

Skarn Calcite) calibrado contra NBS-18 (carbonatito), NBS-19 (Calcário toilet seat) e

NBS-20 (Calcário Solenhofen), com uma composição de δ18

O = -18.3‰ V-PDB e δ13

C = -

8.6 V-PDB.

A razão isotópica de 87

Sr/86

Sr foi analisada no laboratório do Instituto de

Geociências da Universidade Federal do Rio Grande do Sul. Somente amostras de

carbonatos relativamente puros foram utilizadas. Aproximadamente 50 mg de cada

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amostra pulverizada foi reagida com 3ml de HCL por 24 horas. A solução foi evaporada e

a amostra foi adicionada a 2,5N HCL. O Sr foi separado usando a técnica convencional de

troca iônica. As razões 87

Sr/86

Sr foram medidas usando um espectrômetro de massa multi-

collector Finnigan MAT-62 (TIMS).

Análises de isótopos de cromo foram feitas no Institute of Geography and Geology,

University of Copenhagen (Dinamarca) pelo Prof. Robert Frei. Cada amostra de BIF foi

pulverizada e alíquotas (valores ajustados para produção final de 2-5mg de Cr) foram

misturadas com uma quantidade de 50

Cr-54

Cr e diluídas em HF:HNO3, misturados em

frascos de teflon fechado numa placa quente a 150 °C. Então as amostras foram levadas a

6M de ácido clorídrico e passadas por coluna trocadora carregada com 6ml de resina

aniônica Dowex AG 1312 para remover o Fe. Oxidação do Cr3 para Cr

4 em ácido

clorídrico diluído foi atigida pela adição de (NH4)S2O8 como agente oxidante em uma

placa quente a 130 °C. Em uma segunda separação cromatográfica, a solução diluída de

Cr4 foi processada em uma coluna carregada com resina anionica DOWEX AG 138.

Liberação do Cr da resina aniônica foi conseguida pela redução de Cr3 com a ajuda de 2M

de ácido nítrico e peróxido de hidrogênio. Todas as medidas isotópicas de Cr foram

realizadas em espectrômetro de massa de ionização térmica (IsotopX/GV IsoProbe T)

equipado com 8 coletores Farady que permitem a coleta simultâneas dos 4 Cr (50

Cr+,

52Cr

+,

53Cr

+ e

54Cr

+), juntamente com

49Ti

+,

51V

+ e

56Fe

+, como monitores para pequenas

interferências dessas massas sobre o 50

Cr e 54

Cr. Estando separados foram medidos em

filamento a 1000-1.1000 °C e carregado com água destilada numa mistura de 3M de

sílica em gel, 0,5l de 0,5 M H3BO3 e 0,5l de 0,5 M H3PO4. Cada amostra foi analisada

6 vezes. Os dados são reportados de acordo com a NIST SEM 979 e a precisão dos valores

é de ±0,08‰.

1.4.3 Etapa de Tratamento e Sistematização dos Dados

Os dados obtidos durante os trabalhos executados nas etapas anteriores foram

integrados e comparados com dados existentes na literatura, de modo a compor uma idéia

geral acerca do tema proposto. Para isso os seguintes Softwares foram utilizados:

Corel Draw 13.0 para a confecção de mapas e tratamento de fotografias e

fotomicrografias;

Grapher 8.0 onde foram plotados os diversos gráficos.

Microsoft Excel 2010 utilizado na confecção de planilhas;

Microsoft Word 2010 para redação e formatação da monografia;

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8

_________________________________________________________________________

CAPITULO II – GEOLOGIA REGIONAL

_________________________________________________________________________

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II. 1 A PROVÍNCIA BORBOREMA

A Província da Borborema compreende uma grande parte do nordeste brasileiro,

com área de aproximadamente 450.000 km2, cobrindo partes do norte da Bahia e sudoeste

do Piauí, até o noroeste do Ceará, ocupando a região conhecida como Nordeste oriental do

Brasil. Tem limite a sudeste com a Província São Francisco e a sudoeste com o Cratón do

São Francisco, a Província Parnaíba a oeste e Província Costeira a leste (Santos & Brito

Neves, 1984). Foi definida por Almeida et al. (1977) após reconhecer no nordeste

brasileiro uma região extensa onde último evento orogenético o ciclo Brasiliano, formou

rochas e estruturas dúcteis. A história da Província Borborema resume-se ao

desenvolvimento de uma área de terrenos de variada litologia amalgamados no Paleozóico

e colados aos crátons adjacentes (Oeste-Africano, Amazônico, São Francisco-Congo) para

formar o supercontinente Atlântida. Esta conhecida área composta de um retalho de

terrenos de variada litologia separados por falhas e lineamentos importantes, constitui-se

na parte mais ocidental, em território brasileiro.

É dividida geotectonicamente em faixas supracrustais e maciços, onde estes

representam o embasamento da província Borborema estando representados por rochas

gnáissico-migmatíticas, Paleoproterozóicas e Arqueanas. As faixas supracrustais

constituem-se de rochas metavulcanossedimentares e metavulcânicas de idade

Proterozóica.

A evolução tectônica da Província Borborema, segundo Brito Neves (1975), esboça

traços estruturais de uma unidade geotectônica essencialmente Brasiliana, constituída por

sistemas ou faixas de dobramentos, maciços medianos e lineamentos. As faixas de

dobramentos, segundo este autor seriam: Sergipana, Riacho do Pontal, Pajeú-Paraíba,

Piancó-Alto Brígida, Seridó, Jaguaribe e Médio Coreaú, separados pelos maciços

Pernambuco-Alagoas, Rio Piranhas, Tauá e Granja; os lineamentos Pernambuco, Patos,

senador Pompeu e sobral.

Jardim de Sá & Hachspacher (1980), com base no conhecimento estrutural da

Província Borborema, propuseram uma evolução policíclica deixando assim de ser

considerada uma unidade essencialmente Brasiliana, tendo sido submetida a diversos

eventos orogenéticos, Paleo a Neoproterozóicas, com episódios característicos

denominados: Transamazônico (1.8 – 1.7 Ga?) e Cariris Velhos (1.1-0.95 Ga),

remobilizados durante o ciclo Brasiliano (0.75-0.54 Ga). Brito Neves (1991) dividiu as

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áreas da Província Borborema em domínios estruturais, como Médio Coreaú, Cearense,

Transnordestino ou Central, Extremo Nordeste e Sergipano.

Santos (1996, 1998) reconheceu os domínios ou superterrenos Externo,

Transversal, Rio Grande do Norte, Cearense e Médio Coreaú, separados entre si por limites

crustais maiores, que podem ou não representar suturas. Cada domínio engloba vários

terrenos, distinguidos por uma série de parâmetros: litoestratigráficos, estruturais,

geocronológicas e geofísicas. O Lineamento Patos representa um limite de primeira ordem,

conforme destacado por Van Schmus et al. (1995a e b), o qual separa a Província

Borborema em dois segmentos distintos: um ao norte, com uma expressiva participação do

embasamento arqueano e paleoproterozóico, e outro ao sul, com dominância de terrenos

Meso e Neoproterozóicos. As diferenças entre os domínios e terrenos envolvem,

sobretudo, a diversidade dos episódios de acresção, sedimentação, vulcanismo e

plutonismo pré-brasilianos, porquanto a deformação e o plutonismo granítico brasilianos

afetaram todos os segmentos, domínios e terrenos.

Posteriormente, após realizar uma revisão dos trabalhos anteriores, Brito Neves et.

al. (2000) redefiniram cinco domínios tectônicos: Domínio Médio Coreaú, Domínio Ceará

Central, Domínio Rio Grande do Norte, Domínio da Zona Transversal ou Central e

Domínio Meridional. Ressaltaram ainda que as zonas de cisalhamento ou lineamentos não

foram critérios fundamentais para estabelecer os limites entre os cinco domínios tectônicos

da Província Borborema.

A compartimentação tectônica da Província Borborema ainda é hoje algo muito

controverso. Neste trabalho preferiu-se adotar a compartimentação utilizada por Jardim de

Sá (1994), no qual estão incluídas as supracrustais relacionadas ao evento orogenético

Brasiliano (Figura 2).

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Figura 2. Esboço tectono-estratigráfico da Província Borborema. PTSZ – Zona de cisalhamento Patos; PESZ –

Zona de cisalhamento Pernambuco. Faixas Supracrustais: MC – Médio Coreaú; DCC – Domínio Ceara Central,

OJ – Orós-Jaguaribe, SE – Seridó, SC – Salgueiro-Cachoeirinha (inclusa no Domínio da Zona Transversal – TZD),

RP – Riacho do Pontal, S – Sergipana. Maciços: RP – Rio Piranhas, SJC – São José de Campestre, PA –

Pernambuco-Alagoas (Nascimento et al., 2004).

II.2 A FAIXA SERIDÓ

A Faixa Seridó (FSe) compõe um dos domínios da Provincia Borborema cuja

geologia é muito debatida apesar do grande números de trabalhos realizados sobre esta

região. Essa Faixa vem sendo estudada desde o inicio da década de setenta (Ebert 1969,

Ferreira & Albuquerque, 1969, Santos 1973, Lima, 1980, Hackspacher & Sá 1984, etc).

Limita-se a norte e leste por coberturas sedimentares relacionadas à margem continental

atual, a sul é feito pelo lineamento Patos e a oeste pela zona de cisalhamento Porto Alegre,

conforme sugere Jardim de Sá (1994).

A litoesratigrafia da FSe é definida por um complexo gnáissico-migmatítico

paleoproterozóico a arqueano denominado Complexo Caicó, que serve de embasamento as

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12

supracrustais Proterozóicas do Grupo Seridó de Jardim de Sá & Salim (1980), estas que

preservam o registro de ciclos orogenéticos distintos. Além de associações graníticas

intrusivas tanto no embasamento como em supracrustais, amplamente utilizadas como

marcadores estruturais e cronológicos dessas orogêneses. (Figura 3).

Figura 3. Mapa da Faixa Seridó. Nascimento et al. (2004).

A evolução geodinâmica da FSe é um assunto polêmico. Há divergências em

relação a considerá-la mono ou policíclica. Não se debate que o ciclo Brasiliano foi o

último evento tectonometamórfico importante que afetou e imprimiu as principais

características do arcabouço tectono-estratigráfico desta faixa. Porem a atuação de um

ciclo predecessor, o Transamazônico, ainda é uma questão muito discutida. Caby et al.,

1991, é um dos defensores do monociclismo, e juntamente com outros autores apóiam a

idéia de que toda deformação das supracrustais e intrusivas (tangencial e

transcorrente/transpressiva) é fruto da evolução do Ciclo Brasiliano. Já os adeptos do

modelo policíclico (Jardim de Sá, 1994) atribuem à origem das estruturas tangenciais á

atuação do ciclo Transamazônico, com um importante lapso de tempo separando D2 de D3.

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Para o arranjo estratigráfico para as supracrustais, apesar de divergências, Jardim de

Sá e Salim (1980) propõem que o Grupo Seridó (modelo mais aceito) tem uma tríplice

subdivisão (Figura 4):

a) Formação Jucurutu, basal, formado por biotita ± epidoto paragnaisses basais com

intercalações de mármores, quartzitos, micaxistos, calciossilicáticas, formações

ferríferas e metavulcânicas;

b) Formação Equador, intermediária, dominado por quartzitos e metaconglomerados,

e no topo a,

c) Formação Seridó: unidade esta composta dominantemente por micaxistos

feldspáticos ou aluminosos, intercalações subordinadas de mármores,

calciossilicáticas, paragnaisses, metavulcânicas básicas, quartzitos e

metaconglomerados.

Figura 4. Relações estratigráficas para o Grupo Seridó de acordo com Jardim de Sá (1994) (Nascimento, 2004).

As três formações são consideradas como parte de um mesmo megaciclo de

sedimentação, sem discordâncias regionais intervenientes. O Grupo Seridó marca a

implantação de um novo ciclo geodinâmico, com deposição das Formações Jucurutu e

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14

Equador num ambiente extensional provavelmente evoluído desde um rift intracontinental

até uma margem passiva do protocontinente Caicó, enquanto os micaxistos na Formação

Seridó representam um espesso pacote de turbiditos depositados em um ambiente

tectonicamente ativo, marcando inversão da bacia, interpretados como depósitos

flyschóides.

Argumentações contrárias a esta divisão levaram Archanjo e Salim (1986), Caby et

al.. (1995) e outros a propor uma subdivisão das supracrustais em dois grupos separados

por uma discordância regional na base da Formação Seridó, apoiado na existência de

alguns metaconglomerados basais nessa formação e correlações com o continente africano.

Formalizaram a seguinte proposta:

a) Grupo Jucurutu, basal com formações de caráter plataformal (Fms. Jucurtu e

Equador) de idade Paleoproterozóica (definida pelas intrusões Ca. 2,0 Ga);

b) Grupo Seridó, no topo formado por uma fácies conglomerática basal (Formação

Parelhas) e um espesso pacote de micaxistos flyshóides (Formação Seridó),

correspondendo a depósitos sinorogênicos Neoproterozóicos.

Desse modo, propôs-se que haveria um hiato de tempo entre a deposição das rochas

do Grupo Jucurutu e Seridó. O Grupo Jucurutu representaria depósitos cratônicos ou

pericratônicos depositados sobre um embasamento cratonizado em torno de 2,0 Ga,

enquanto o Grupo Seridó estaria relacionado a uma fase de subsidência desta área

cratônica, promovendo abertura de bacias e deposição de turbiditos em um período ainda

impreciso.

Uma intrusão plutônica que exibe augen gnaisses guarda registros do fabric plano-

linear D2 de alta temperatura, concordante em geometria e cinemática com as presentes

nas encaixantes, tendo sido esses granitóides denominados de G2, inicialmente, por Jardim

de Sá et al. (1981). Datações U-Pb em zircão e iscócronas de Rb-Sr em rocha total nesses

granitoides, reportadas por Legrand et al. (1991) e posteriormente Jardim de Sá (1994) e

Jardim de Sá et al. (1995), permitiram inferir uma iadade Paleoproterozóica de 1,9±0,1 Ga

para essa unidade.

Dados geocronológicos obtidos (Sm-Nd) em rocha total e U-Pb em zircão atestam

uma provável idade Neoproterozóica (751±15 Ma – vulcânicas da Formação Seridó), ou,

no máximo, Mesoproterozóico tardio (1,5-1,3 Ga, para idades modelos) para essas

supracrustais. Essas idades sugerem que as estruturas tangenciais foram geradas durante o

Ciclo Brasiliano, o que levou esses autores a defender a ideia de evolução monocíclica

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15

para esta faixa. Há uma possibilidade de origem metamórfica das populações de zircões

analisadas nos micaxistos Seridó e a natureza das “metavulcânicas félsicas” levantam

dúvidas a respeito desses resultados (Jardim de Sá, 1995).

Quanto ao arcabouço estrutural da FSe, destaca-se um importante arranjo de zonas

de cisalhamento, em geral com trend NE a NNE, instaladas durante a Orogênese Brasiliana

na região. Essas megaestruturas seccionam e/ou limitam as unidades litoestratigráficas que

compõem este domínio. Com comportamento em meso-escala retratado por uma foliação

de mergulho médio-forte para leste ou oeste, conjugada a uma lineação de estiramento

mineral de baixo rake (Archanjo e Bouchez 1991, Jardim de Sá 1994, entre outros).

O metamorfismo é caracterizado nos metapelitos da Formação Seridó, por

paragêneses metamórficas indicativas de baixa pressão e alta temperatura, em geral na

fácies anfibolito (Legrand e Jardim de Sá, 1986 e Lima, 1987).

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16

_________________________________________________________________________

CAPITULO III – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA

_________________________________________________________________________

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17

III. 1 HIPÓTESE SNOWBALL EARTH

A teoria de Snowball Earth (Terra Bola de Neve) também conhecido como Hard

Snowball (Kirschivink, 2002), consiste basicamente da ideia de que a superfície do

Planeta Terra foi, em passado remoto, inteiramente congelada, o que poderia explicar a

grande quantidade de sedimentos glaciais depositados a baixas latitudes, ao redor do

mundo. Essa hipótese foi proposta inicialmente por Kirschvink (1992a) baseado na

presença de estratos glaciais Neoproterozóico na Formação Elatina na Austrália e

posteriormente por Hoffman et al. (1998) fundamentado na investigação de alta resolução

de carbonatos dominante no Grupo Otavi, na Namíbia. Desde então, houve substancial

incremento no número de publicações focando o registro de extremas mudanças climáticas

no intervalo Criogeniano (750 e 635 Ma) e através do período Ediacarano.

Kirschivink (1992) postulou que condições favoráveis para glaciação global

resultaram de incomum acumulo de massas entre médias e baixas latitudes, situação que

não é vista hoje história da Terra. Essa paleogeografia poderia ter aumentado

substancialmente o albedo nos subtrópicos onde nuvens são menos importantes, refletindo

grande parte da luz solar.

Dados geocronológicos e quimioestratigráficos mostram a existência de pelo menos

três idades glaciais discretas durante o Neoproterozóico (Kaufman et al., 1997; Bowring et

al., 2003), as quais tem sido consideradas como produto do evento Snowball Earth.

Inicialmente esses episódios glaciais foram atribuídos a vários processos:

1) Sequestros de CO2 em grande quantidade, de produtividade primária e

subsequente depósito de carbono orgânico (Kaufman et al., 1997).

2) Intenso intemperismo durante o rifiteamento e quebra do supercontinente

Rodínia (Hoffman & Schrag, 2000 e Donnadieu et al., 2004)

3) Oxidação da atmosfera pré-glacial dominada por metano (Schrag et al., 2002;

Halverson et al., 2002) ou

4) Mudança na circulação do oceano associada com a posição em baixa latitude do

Rodínia (Smith & Pickering, 2003).

Baseado em Hoffman & Schrag (2000 e 2002), os mecanismos de inicio,

manutenção e fim do “snowball earth” se dão em quatro estágios (Figura 5):

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18

Estágio 1

A quebra do supercontinente Rodínia há 770 Ma deixaria pequenos continentes

espalhados próximo ao equador. Áreas situadas anteriormente no interior do continente

estão agora mais próximas do oceano (fonte de umidade). Com isso, o aumento da chuva

carreia o dióxido de carbono que aprisiona o calor no ar, erodindo as rochas mais

rapidamente. Consequentemente, a temperatura global cairia e formaria grandes pacotes de

gelo nos oceanos polares. O branco do gelo refletiria mais a energia solar do que a água

escura do mar, levando à temperaturas cada vez mais baixas. Este ciclo de realimentação

iniciaria um resfriamento incontrolável levando ao congelamento do planeta em um

milênio.

Estágio 2

A temperatura média global cairia para -50°C rapidamente após o inicio do

congelamento descontrolado do planeta. O gelo dos oceanos atingiria uma média de 1,4

km limitada pelas emanações quentes do interior da terra e o oceano torna-se anóxico. A

maioria dos organismos marinho microscópicos teriam morrido, mas um pequeno número

teria sobrevivido buscando fontes quentes vulcânicas. O ar frio e seco controlaria o

crescimento das geleiras e as areias trazidas pelo vento criariam vastos desertos. Sem a

chuva, o dióxido de carbono emitido pelos vulcões não seria removido da atmosfera,

produzindo o acumulo de CO2, com isso o planeta aqueceria e o gelo dos mares

adelgaçaria lentamente.

Estágio 3

A concentração de dióxido de carbono na atmosfera aumentaria 1000 vezes dentro

de um período de 10 Ma. de atividade vulcânica normal. O aquecimento resultante do

avanço do efeito estufa levaria a temperatura ao ponto de fusão do gelo no equador.

Conforme o planeta aquecia, a umidade sublimada dos mares gelados próximo ao equador

seria refrigerada nas elevações mais altas e alimentaria o crescimento das geleiras

continentais. A água exposta que eventualmente se formaria nos trópicos, absorveria mais

energia solar e iniciaria uma rápida elevação na temperatura global. Em questão de

séculos, um mundo brutalmente quente e úmido suplantaria o congelamento profundo.

Estágio 4

As águas dos mares tropicais degelariam e evaporariam trabalhando junto com

dióxido de carbono produzindo condição de efeito estufa muito mais intenso. As

temperaturas superficiais elevar-se-iam à cerca de 50°C, levando a um ciclo intenso de

evaporação e precipitação. As chuvas ácidas (CO2) erodiriam os fragmentos de rochas

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depositados como resultado do recuo das geleiras. Rios cheios carreiam o bicarbonato e

outros íons para dentro dos oceanos, depositando sedimentos carbonáticos. O isolamento

prolongado das espécies e a pressão seletiva fez com que surgissem novas formas de vida,

as quais povoaram o mundo a medida que o clima voltava ao normal.

Figura 5. Os quatro estágios da hipótese Snowball Earth, apresentando as variações no albedo planetário, e

pressão de dióxido de carbono atmosférico (modificado de Hoffman & Schrag, 1999).

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20

III. 2 DEFINIÇÃO E CLASSIFICAÇÃO DE ROCHAS CARBONÁTICAS

Calcário é uma rocha sedimentar originada de material precipitado por agentes

químicos e orgânico. São rochas constituídas predominantemente por carbonato de cálcio,

que aparecem quase sempre sobre a forma de calcita e dolomita e outros minerais, entre

eles: siderita (FeCO3), ankerita (Ca2MgFe(CO3)4 e a magnesita (MgCO3), que estão

comumente associados ao calcário e ao dolomito, contudo em menor quantidade.

Pettijohn (1957) e Bigarella (1956) subdividem os calcários em cinco grandes

classes (Tabela 1):

Tabela 1. Classificação das rochas calcárias em função do conteúdo de MgO (em %).

Denominação dos calcários Pettijohn (1957) Bigarella (1956)

Calcário calcítico 0,0 a 1,1 0,0 a 1,1

Calcário magnesiano 1,1 a 2,1 1,1 a 4,3

Calcário dolomítico 2,2 a 10,8 4,3 a 10,5

Dolomito calcítico 10,8 a 19,5 10,5 a 19,1

Dolomito 19,5 a 21,7 19,1 a 22,0

III. 3 QUIMIOESTRATIGRAFIA DE δ13

C, δ13

O e 87

Sr/86

Sr

A quimioestratigrafia estuda as variações químicas entre as sequências

sedimentares, permitindo determinar mudanças ambientais, locais, regionais e globais,

relacionando variações químicas da rocha com mudanças de ambientes onde os sedimentos

foram depositados. Comumente se utiliza para tal estudo as razões isotópicas medidas em

isótopos estáveis (13

C/12

C e 18

O/16

O) e radiogênicos (87

Sr/86

Sr), de rochas carbonáticas. Há

grande interesse na utilização deste método em carbonatos Proterozóicos devido à escassez

de fósseis em sequências deste Éon e ao insucesso dos estromatólitos como recurso

bioestratigráfico. Vários autores tentam estabelecer curvas globais de variação temporal

que auxiliem na determinação relativa das idades de sequências mais antigas,

especialmente para o Neoproterozóico (knoll & Walter, 1992; Kaufman & Knoll, 1995;

Veizer et al., 1999; Jacobsen & Kaufman, 1999; Walter et al., 2000; Sial et al., 2000;

Melezhik et al., 2001; Halverson et al., 2005), marcado por importantes eventos

geológicos

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21

III.3.1 Fracionamento Isotópico

O fracionamento isotópico é a partição de isótopos de um elemento entre duas

substâncias com razões isotópicas diferentes. Ele pode ocorrer por reações de troca

isotópica, por processos cinéticos dependentes da velocidade de reação das moléculas ou

por processos físico-químicos.

Por reações de troca isotópica entende-se os processos onde há uma variação

isotópica de um elemento, entre duas substâncias químicas diferentes, entre fases

diferentes de uma mesma substância, ou simplesmente, entre moléculas individuais, sem

que qualquer alteração química se proceda no sistema.

Ex:

16CO2 + H2

18O ↔

16CO

18 + H2

16O

O fracionamento isotópico resultante de processos cinéticos é explicado

basicamente pela dependência da frequência de vibração das moléculas com a massa dos

átomos que a compõem. Os átomos pesados têm frequência de vibração menor do que os

leves. Consequentemente, isótopos de um mesmo elemento apresentam diferentes energias

de ligação e diferentes energias de ativação química, que conduzem a um fracionamento.

Por exemplo, o fracionamento que produza o enriquecimento do isótopo leve numa reação

química irreversível.

Dentre outros processos físico-químicos que produzem fracionamento estão à

evaporação, condensação, cristalização, fusão, absorção, difusão e termodifusão. Destes a

evaporação e a condensação são de maior interesse e importância para a

quimioestratigrafia.

III.3.2 Carbono

O carbono é um dos principais elementos da natureza, uma vez que a matéria

orgânica é composta principalmente de carbono. Pertence ao IV grupo da Tabela Periódica,

com Z = 6, configuração eletrônica 1s22s

22p

2, M = 12,011, PF ~ 3550°C e PE = 4289°C.

Possui dois isótopos estáveis, 12

C (98,89%) e 13

C (1,11%),e 4 radioativos (números de

massa 10, 11, 14 e 15). Quimicamente, é o único elemento capaz de formar muitos

compostos contendo cadeias e anéis apenas de átomos de carbono.

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A composição isotópica é expressa pela razão entre o isótopo raro e o isótopo mais

abundante, em geral o isótopo mais pesado sobre o mais leve:

R= raro/abundante = pesado/leve = 13

C/12

C

Para que haja uma mudança na composição isotópica é preciso modificação na

relação “R”, ou seja, algum fenômeno altere a quantidade de isótopos pesados e leves de

uma amostra.

A adição de nêutrons não altera significativamente a reatividade química dos

isótopos, mas altera sua massa. Como sabemos, os isótopos mais pesados reagem mais

lentamente.

Numa reação substrato-produto, onde R substrato é a relação isotópica do substrato e

R produto é a relação isotópica do produto. Como os isótopos pesados são mais lentos, tais

reações são distintas. Pode ocorrer então o que se chama “fracionamento isotópico”, ou a

discriminação de um isótopo em detrimento do outro.

Para o carbono, o padrão utilizado internacionalmente costumava ser é o Pee Dee

Belemnite (PDB), da Formação Pee Dee na Carolina do Sul nos EUA (Posteriormente

adotou-se VPDB que corresponde a um padrão preparado em Viena, Austria, após o PDB

original ter se exaurido) IAEA e IUPAC recomendam que razão 13

C/12

C sejam reportads

relativas a VPDB atribuindo o valor de +1,95‰ ao NBS-19 (Tyler Coplen, USGS).

Fracionamento isotópico é normalmente pequeno e é medido em partes por mil (‰) e

expressa em valores de δ 13

C da seguinte forma:

Na Terra existem dois importantes reservatórios de carbono: carbono orgânico e

carbono inorgânico, os quais recebem contribuições de diferentes fontes (Figura 6). Nesse

sentido as variações no δ13

C refletem mudanças na razão entre o carbono orgânico e o

carbono inorgânico que é removido dos oceanos através do soterramento de matéria

orgânica e da deposição de carbonato sedimentar (Frank et al., 2003). Assim sendo,

excursões positivas de δ13

C nos sedimentos oceânicos refletem um aumento no

soterramento de carbono orgânico em relação ao carbono inorgânico, enquanto excursões

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negativas de δ13

C indicam o oposto. Assumindo variações constante em um estado de

equilíbrio (steady state), essas relações podem ser expressas como:

ƒorg = (δ13

Ci - δ13

Ccarb)/∆c

onde, ƒorg representa a fração orgânica do fluxo de carbono soterrado, δ13

Ci representa a

composição isotópica de carbono derivado de intemperismo e de fluxos vulcânicos, δ13

Ccarb

é dado pela composição do carbonato marinho e ∆c é a diferença isotópica entre carbono

inorgânico e carbono orgânico soterrado (Des Marais, 1997). A equação acima mostra que

se ∆C e δ13

Ci são constantes, uma mudança na taxa de remoção de carbono orgânico do

sistema oceânico será registrada no δ13

Ccarb (Kump e Arthur, 1999).

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Figura 6. Ciclo do Carbono, mostrando as quantidades, os fluxos e os valores de δ13C dos diferentes

reservatórios. A abundância é dada em gramas, dentro dos retângulos. O fluxo corresponde aos valores fora dos

retângulos é dado em g/anos. Os valores de δ13C es

O estudo quimioestratigráfico de δ13

C em rochas carbonáticas fundamenta-se em

que os carbonatos se depositam em equilíbrio isotópico com a água do mar. Isso ocorre

porque o sistema calcita-bicarbonato apresenta fracionamento isotópico pequeno e é

relativamente insensível a mudanças de temperatura, preservando o registro original.

Qualquer mudança no ambiente que afete esse equilíbrio é refletida nos valores de δ13

C.

Partindo desses princípios, o estudo isotópico permitiu a diversos autores (Hoffman et al.,

1998; Kaufman & Knoll, 1995; Kha et al., 1999) entre outros, reconstruir as variações no

ciclo do carbono, através de trends de variação secular δ13

(Figura 7).

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Figura 7. Curva de variação δ13C no decorrer do Proterozóico e Fanerozóico (reproduzida de Hoffman et al.,

1998; Kaufman & Knoll, 1995; Kha et al., 1999; modificado por Sial et al., 2000). Os triângulos indicam eventos

glaciais.

Como visto, registro isotópico de carbono para os carbonatos Neoproterozóicos é

caracterizado pela ocorrência de importantes excursões negativas e positivas de δ13

C.

Considerando o ciclo global do carbono e os principais fluxos e reservatórios relacionados

a este, algumas hipóteses são propostas para explicar essas anomalias.

Tratando inicialmente das anomalias negativas, cinco mecanismos foram

aventados: (i) produtividade biológica reduzida; (ii) elevadas taxas de intemperismo; (iii)

transferência de CO2 atmosférico para o bicarbonato; (iv) liberação de hidrato de metano;

(v) estratificação do oceano.

(i) Produtividade biológica reduzida. De acordo com essa hipótese uma glaciação

global implicaria em condições extremamente restritivas à atividade biológica, a qual seria

suprimida durante um intervalo de tempo de 106-107 anos (Hoffman e Schrag, 2002). A

supressão da atividade biológica ocasionaria uma mudança nos valores de δ13

C para

valores semelhantes aos do CO2 gerado por hidrotermalismo nas cadeias mesoceânicas (-6

± 1‰ VPDB, Des Marais e Moore, 1984). Como consequência, os carbonatos de capa

registrariam valores de δ13

C negativos.

(ii) Intemperismo continental. Essa segunda hipótese considera que eventos de

intenso intemperismo químico sucederam as glaciações durante um período de forte

aquecimento global, proporcionando um fluxo intenso de alcalinidade para os oceanos.

Elevadas taxas de intemperismo e alcalinidade favoreceriam taxas muito elevadas de

sedimentação de carbonato inorgânico em todo o planeta. Como consequência, a fração

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orgânica do fluxo de carbono seria afetada e os carbonatos teriam valores de δ13

C

negativos (Hoffman e Schrag, 2002).

(iii) Transferência de CO2 atmosférico para o bicarbonato. Nesse caso os valores

negativos de δ13

C são atribuídos ao fracionamento isotópico ocorrido durante a

transferência do CO2 da atmosfera para o bicarbonato. Hoffman et al. (1998) propõem que

a atuação de destilação de Rayleigh sobre o CO2 atmosférico transferido para o oceano

poderia gerar valores muito baixos de δ13

C após os eventos glaciais. Isto porque, se o CO2

atmosférico se mantivesse como a principal fonte de carbono inorgânico dissolvido, seu

empobrecimento em 13

C seria refletido nos valores de δ13

C dos carbonatos de capa.

(iv) Liberação de hidrato de metano. A quarta hipótese sugere que a anomalia

negativa de δ13

C nos carbonatos de capa pode ser resultado de mudanças de curta duração

na composição do carbono do oceano, ocasionadas por liberação global de metano

biogênico. Essas mudanças teriam ocorrido por desestabilização dos clatratos de metano

(mistura onde uma molécula pequena ou átomo grande, como metano, xenônio, óxido

nitroso ficam presos em cavidades de cristais) em função do aquecimento pós-glacial

(Kennedy et al., 2001). A reciclagem do carbono isotopicamente leve aprisionado no

metano ocasionaria empobrecimento em 13

C nos sedimentos, o qual seria refletido nos

valores de δ13

C das capas carbonáticas.

(v) Estratificação do oceano. Essa última hipótese considera longos períodos de

estratificação dos oceanos durante a glaciação em função da diminuição das correntes

oceânicas. O deslocamento de partículas orgânicas da superfície em direção à base da

coluna de água teria favorecido um aumento nos valores de δ13

C no carbono inorgânico

dissolvido nas águas superficiais. Por outro lado, a remineralização parcial dessas

partículas orgânicas junto com redução sulfato-bacteriana propiciaria um empobrecimento

em 13

C no carbono inorgânico dissolvido nas águas mais profundas. Com o fim da

glaciação e a retomada das correntes de circulação nos oceanos, os processos de

ressurgência transportariam para a superfície as águas anóxicas, com alto teor de

alcalinidade, liberando CO2 e depositando as capas carbonáticas com valores negativos de

δ13

C.

Quanto às anomalias positivas de carbono quatro possibilidades são cogitadas para

explicar o aumento registrado nos períodos interglaciais do Neoproterozóico: (i) altas taxas

de soterramento de carbono orgânico; (ii) aumento no fluxo de carbono nos ambientes

superficiais; (iii) aumento no coeficiente de fracionamento isotópico entre o carbono

inorgânico e o carbono orgânico; (iv) δ13

C localmente elevados.

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(i) Altas taxas de soterramento de carbono orgânico. A composição isotópica do

carbono que entra no ambiente superficial (δ13

Ci), bem como o fracionamento isotópico

médio entre carbono orgânico total e carbonato sedimentar (∆c), são considerados como

invariáveis no balanço de massa do δ13

C para carbonatos marinhos. Isso permite que o

δ13

C destas rochas seja determinado estritamente em função do carbono orgânico

soterrado. Como as composições de δ13

C das principais fontes de carbono oceânico

(intemperismo, vulcanismo e metamorfismo) se aproximam da composição do δ13

C da

crosta e do manto superior (-5‰ a -7‰, Des Marais & Moore, 1984) e o ∆C é determinado

empiricamente em torno de 25 ± 5‰ (Shields et al., 2002), os períodos caracterizados por

valores muito elevados de δ13

C (> 10‰), são classicamente interpretados como reflexo de

episódios com taxas elevadas de soterramento de carbono orgânico (e.g., Kaufman et al.,

1993 e Karhu, 1996).

(ii) Aumento no fluxo de carbono nos ambientes superficiais. Embora o δ13

Ci seja

considerado constante no balanço de massa do δ13

C de carbonatos marinhos, acredita-se

que mudanças em escala de tempo menor que 100 Ma possam alterá-lo (Des Marais,

1997). Shields et al. (2002) sugerem que mudanças no δ13

Ci podem ter ocorrido durante o

Neoproterozóico devido à repetição de regressões eustáticas relacionadas aos eventos

glaciais, aumentando o δ13

Ci em função do aumento no intemperismo de carbonatos.

(iii) Aumento no coeficiente de fracionamento isotópico entre carbono inorgânico e

orgânico. Valores de ∆c em torno de 30‰ são tipicamente encontrados em rochas do

Neoproterozóico (Hayes et al., 1999). Esse aumento no ∆c é atribuído a processos de

remineralização microbiana (Samuelsson e Strauss, 1999). A maior parte dos processos

secundários tende a enriquecer a matéria orgânica em 13

C, diminuindo o ∆c. Contudo, o

retrabalhamento por bactérias quimioautotróficas pode causar um enriquecimento ainda

maior em 12

C na matéria orgânica (Hayes et al., 1999) na zona de transição óxica-anóxica.

Portanto, os valores elevados de ∆c podem representar uma intensificação local desse

limite redox. Embora, um aumento no ∆c possa alterar a composição do δ13

C do carbono

que fica no reservatório oceânico, essas mudanças precisariam ser globais para que

houvesse algum efeito no δ13

C da água do oceano. Estimativas de valores de ∆c entre

30‰ e 37‰ para o Neoproterozóico poderiam causar um aumento no δ13

C dos carbonatos

de 1‰ a 3‰ (Shields et al., 2002), contudo esse aumento é insuficiente para justificar as

excursões do Neoproterozóico.

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28

(iv) δ13

C localmente elevados. Valores elevados de δ13

C podem representar o

registro de bacias com conexão oceânica restrita. Esses valores de δ13

C seriam originados

por um aumento local no armazenamento de matéria orgânica.

III.3.3 Oxigênio

O oxigênio é um elemento químico de símbolo O, número atômico 8 (8 prótons e 8

elétrons) com massa atômica 16u. Existem três isótopos estáveis de oxigênio, 16

O, 17

O e

18O, sendo o

16O o mais abundante (99,76%). A razão isotópica para definir variações no

sistema isotópico desse elemento é 18

O/16

O. Essa razão pode ser calculada em relação a

dois diferentes padrões de referências internacionais, VSMOW (Viena Standard Mean

Ocean Water) ou VPDB, reportados em notação δ expressa em unidade por mil (‰),

segundo a seguinte fórmula:

Valores obtidos em relação ao VSMOW podem ser convertidos para VPDB através

da seguinte relação:

δ18

OSMOW = 1.03091 (δ18

OPDB) + 30.91

Comumente utiliza-se o padrão VSMOW (0,00200520), mas para rochas

carbonáticas utiliza-se VPDB, que determina a composição isotópica do oxigênio em

carbonatos.

Os principais reservatórios de oxigênio na Terra são a atmosfera, os oceanos, os

sedimentos e a biosfera (Figura 8)

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29

Figura 8. Ciclo do oxigênio.

Nos oceanos atuais a composição isotópica do oxigênio varia com a profundidade e

as concentrações são fornecidas pelos valores de δ18

O do oxigênio dissolvido. Os valores

de δ18

O na superfície da água são de +24‰ em função da troca com o O2 atmosférico.

Com o aumento da profundidade, os valores de δ18

O diminuem em consequência do

consumo preferencial de oxigênio leve na oxidação de matéria orgânica. A cerca de 1 km

de profundidade ocorre o valor máximo de δ18

O igual a +30 ‰. Depois dessa profundidade

os valores de δ18

O decrescem para um valor aproximadamente constante em torno de

+26‰ (Sharp, 2007)

A razão isotópica do oxigênio de carbonatos marinhos depende basicamente de

duas variáveis, a temperatura e a composição isotópica da água do mar, na qual os mesmo

foram formados. (Miller & Faribanks, 1985). De acordo com estes autores o fracionamento

isotópico entre a água do mar e os minerais carbonáticos é controlado pela temperatura. O

aumento ou a diminuição da mesma favorece, respectivamente, a precipitação de

carbonatos enriquecidos em 16

O ou 18

O.

Durante período de temperatura mais alta, os íons de carbonato com o isótopo 18

O

ficam mais ágeis, aumentando as suas chances de permanecerem em solução. Desta forma,

os carbonatos precipitados são relativamente mais enriquecidos no isótopo de 16

O. Em

épocas onde há uma diminuição da temperatura, normalmente, o contrário ocorre.

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30

Variações em δ18

O também são observadas devido ao fracionamento isotópico

associado à evaporação nos oceanos. Ao longo deste processo, as moléculas de água que

passam do estado líquido para o vapor tendem a enriquecer o 16

O, fazendo com que a água

do mar tenha um acréscimo em sua proporção de oxigênio pesado (18

O). Posteriormente, o

vapor d‟água relativamente rico em 16

O precipita e é reconduzido aos oceanos, mantendo

assim a composição isotópica dos mesmos inalterados. Este ciclo é quebrado quando

grandes massas de gelo são formadas sobre os continentes em períodos de glaciação. A

água rica em 16

O fica trapeada no gelo, provocando nos oceanos um evento isotópico

positivo devido ao aumento na proporção de 18

O (Wright et al., 1992).

III.3.4 Estrôncio

O estrôncio, elemento químico de símbolo Sr, número atômico 38 e massa atômica

igual a 87,6u. Abundante na natureza representa uma média de 0,034% de todas as rochas

ígneas e é encontrado majoritariamente na forma de sulfato (celestita) e carbonato

(estroncianita). O estrôncio tem quatro isótopos naturais estáveis: 84

Sr (0,56%), 86

Sr

(9,86%), 87

Sr (7,0%) e 88

Sr (82,58%). Somente o isótopo 87

Sr é radiogenico , produto da

desintegração do 87

Rb. Portanto, o 87

Sr pode ter duas origens: formado durante a síntese

nuclear primordial (junto com os outros três isótopos estáveis) e formado pelo decaimento

do rubídio. A razão 87

Sr/86

Sr é o parâmetro tipicamente utilizado na datação radiométrica

da investigação geológica, encontrando-se valores entre 0,7 e 4,0 em diferentes minerais e

rochas. Na petrogênese de rochas ígneas, a razão 87

Sr/86

Sr também fornece indicações

sobre fonte e/ou processos envolvidos na formação das rochas.

Durante a cristalização fracionada do magma, o Sr tende a se concentrar na rocha

ou mineral encaixante, enquanto o Rb tende a se concentrar na fase líquida, permitindo a

elevação do teor de 87

Sr decorrente da desintegração de 87

Rb. A relação Rb/Sr tende

aumentar com este processo e no metamorfismo regional o aumento da temperatura

favorece a recristalização e formação de minerais acarretando mudanças mineralógicas,

devido à fase aquosa ou difusão de íons e consequentemente reduz a taxa isotópica como

ocorre em minerais ricos em Rb (biotita, plagioclásio e feldspato) que apresentam baixa

relação de 87

Rb/86

Sr; nos minerais pobres em Rb, como apatita, ocorre o inverso.

Como estas mudanças são decorrentes da elevação da temperatura, o Sr é

isotopicamente homogeneizado, refletindo o tempo de cristalização, recristalização e o

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tempo decorrido até o metamorfismo, ao invés de dar a simples idade de deposição (Faure

& Powell, 1972; Veizer, 1983).

O Sr liberado pelas rochas intemperizadas torna parte do ciclo hidrológico, sendo

isotopicamente homogeneizado durante seu transporte, devido o longo período de

residência aproximadamente 4 milhões de anos. Nos oceanos, o Sr é incorporado ao

carbonato de cálcio durante a sua precipitação e, assim, as rochas carbonáticas registram, a

variação da composição isotópica de Sr nos oceanos e continentes através do tempo

geológico. Desse modo a determinação dos valores de 87

Sr/86

Sr permite a construção de

gráficos que mostram a sua variação temporal desde o Proterozóico ao Fanerozóico. A

curva temporal de 87

Sr/86

Sr (figura 9) pode ser dividida em duas partes: a mais jovem é

melhor estabelecida e demonstra uma relativa elevação nas razões de 87

Sr/86

Sr de 0,7066

em 590 Ma para 0,7085 na transição com o cambriano, de acordo com a curva de Jacobsen

& Kaufman (1999); a mais antiga ao contrário possui razoes mais baixas mas demonstram

que não há consenso entre pesquisadores quanto ás razões 87

Sr/86

Sr em carbonatos

depositados entre 850 e 590 Ma (Melezhik et al., 2001).

Figura 9. Curva da evolução isotópica de 87Sr/86Sr para carbonatos marinhos durante o Neoproterozóico, com

medições realizadas por diversos pesquisadores, mostrando divergências entre 900 e 590 Ma (Melezhik et al.,

2001)

Os trends de variação isotópica de 87

Sr/86

Sr na água do mar, simplesmente reflete o

índice de evolução crustal. Períodos com pequena geração de continentes ou,

alternativamente, ruptura de grandes massas continentais, são marcados por baixo valor ,

devido ao elevado fluxo mantélico, enquanto que períodos com formação de grande

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massas continentais são marcados por valores mais elevados, mostrando a dominância do

fluxo continental (Veizer, 1983)

A curva expressa trend de variação similar e ascendente para todos os períodos,

sugerindo que os processos que provocaram as variações ocorridas na Terra nestes

períodos tenham sidos os mesmos, como a intensificação dos processos de erosão e

intemperismo e a formação das grandes cadeias de montanhas como a dos Andes e

Himalaia no cenozoico e a orogênese Pan-africano-Brasiliana Neoproterozóica (Buick et

al., 1982; De Paolo & Igran, 1985; Kaufman et al., 1993; Veizer et al., 1997).

III.3.5 Cromo (Cr)

O cromo é um elemento químico de símbolo Cr, número atômico 24 e massa

atômica 52 u, sólido em temperatura ambiente. É um metal encontrado no grupo 6B da

Classificação Periódica dos Elementos, empregado especialmente em metalurgia em

processos denominados eletrodeposição. Seu maior estado de oxidação é +6, ainda que

estes compostos sejam muito oxidantes. Os estados de oxidação +4 e +5 são pouco

frequentes, enquanto que os estados mais estáveis são +2 e +3. Também é possível obter-se

compostos nos quais o crômo apresenta estados de oxidação mais baixos, porém são

bastante raros.

III.3.5.1 – Especiação e concentração de Cr na água dos mares atuais

De acordo com Nriagu (1988) a concentração elementar total de cromo dissolvido

no mar hoje está na faixa de 2 a 10nM (~0,2 ppb). No pH 8,1 e pE (potencial redox) de

12,5, a razão esperada de Cr(VI) para Cr (III) deveria ser 10

20; Cr(VI)

deve predominar. No

pE 6,5, consistente com o controle do pE da agua do mar pela dupla O2-H2O2 e [H2O2]=0,1

M, a razão cai para 102 [99% Cr(VI) e 1% Cr(III)].

Na literatura, valores de Cr(VI) na água do mar situam-se entre <1 a 70 para

condições óxida (Pettine & Millero, 1988 in: Frei et al., 2009). É conhecido que o efeito

cinético da oxidação de Cr(III) para Cr(VI) com O2 são lentas, níveis de Cr(VI)

na

superfície da água do mar estão ligadas diretamente a entrada fluvial e, assim, refletem o

intemperismo oxidativo da superfície continental.

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Fontes litogenéticas de Cr na Terra moderna oxigenada, incluindo seus produtos de

intemperismo, tem composição isotópica similar as maiores reservas ígneas com razão

isotópica de -0,12 ± -0,10‰ (Schoenberg et al, 2008).

(2008).

Estimativas teóricas de equilíbrio do fracionamento isotópico do cromo prediz que

o aníon [Cr(VI)O4+

]2-

tende a ter maior razão 53

Cr/52

Cr do que coexistindo com compostos

contendo Cr(III), e prevê que atingem -6 a 7‰ à temperatura de 298K. Essa estimativa está

de acordo, qualitativamente, com o fracionamento de 3,3-3,5‰ observado entre Cr(VI) em

[CrO4] e Cr(III) em [Cr(H2O)6]3+

ou Cr2O3 durante redução experimental de [CrO4]2-

em

solução. É também consistente com valores máximos de 53

Cr medidos em cherts rico em

ferro da Grupo Arroyo del Soldado (Uruguai) (Frei et al., 2009). Finalmente, enquanto o

Cr(VI) na natureza não adsorve superfícies carregadas negativamente de argilas, solos ou

sedimentos, a adsorção é eficaz em superfície carregada positivamente. Alumina, goetita

ou outros sólidos com propriedades similares podem complicar os esforços para quantificar

o nível redox em agua natural. No entanto processos de sorção não são acompanhados de

significativo fracionamento do isótopo estável de Cr.

III.3.5.2 – Relação entre a concentração de Cr e Fe em BIFs

Partindo do pressuposto que a o Cr da agua do mar é essencialmente na forma

Cr(VI), pode-se argumentar que a concentração de Cr em sedimentos químicos ricos em

Fe poderia mostrar alguma correlação com a composição isotópica de Cr (53

Cr) se uma

redução eficiente e quantitativa do Cr(VI) e, subsequentemente remoção completa do

Cr(III) ocorreu. Da mesma forma, uma relação semelhante é de se esperar em BIFs, no

entanto essa correlação não é observada (Frei et al., 2009). Interpretação para essa ausência

pode ser: (a) melhor explicação seria a diferença local e temporal do Cr dissolvido na água

do mar durante a deposição dos BIFs e diferença nas taxas de sedimentação para diferentes

BIFs; (b) resultados de mudanças rápidas em relação à entrada de Cr(VI) na água do mar

(refletindo alterações oxidativas na terra) e /ou pela redução biótica de Cr(VI) para Cr(III)

seguido pela remoção de parte do Cr dissolvido por adsorção de partículas.

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III.3.5.3– Alteração pós-deposicional e possíveis efeitos de isótopos de Cr na composição

dos BIFs

Os BIFs são sedimentos depositados quimicamente com alternância entre bandas

micro, meso e macro, ricas em ferro (~20-40%) e silício (~40-50%) que se precipitaram na

água do mar entre 550Ma e 3,75Ga.

BIFs levemente metamorfisados são compostos de cherts, magnetita, hematita, Fe-

(MG)-carbonates, riebeckite, etc (Klein, 2005). Essa assembleia mineral reflete o efeito de

processos metamórficos e diagenéticos, produtos da reação entre minerais de ferro com

hidróxido férrico, grenalita e siderita. Fe2+

são conhecidos por reduzir o Cr4+

efetivamente

e aumentar a remoção do Cr(III) aquoso, devido a baixa solubilidade de Fe,Cr(OH)3 solido.

Além disso, a formação da fase Cr(III) sólida irá diminuir significantemente o potencial de

transformação de volta para Cr(IV), um fato importante quando se considera o efeito da

superimposição metamórfica nos BIFs.

Klein (2005) comparando 25 amostras de formações ferríferas de baixo a alto grau

concluiu que nem a razão Fe3+

/( Fe3+

+ Fe2+

) nem a concentração dos elementos óxidos

maiores foram afetadas pelo metamorfismo regional. Valaas et al.,(2008) reportou re-

equilibrio entre isótopos de oxigênio e ferro durante o metamorfismo entre magnetita e Fe-

silicato na formação Biwabik, contudo esses autores concluíram que se o metamorfismo

ocorre em sistema fechado, a composição isotópica de O e Fe pode ser preservada.

A remobilização de Cr pós-formacional, necessitaria provavelmente de oxidação do

Cr(III) para Cr(IV), o que certamente levaria a uma mobilização do isótopo de Cr mais

leve. Se este fosse o caso, seria de esperar-se valores mais negativos de δ53

Cr, típicos de Cr

associado a altas temperaturas em rochas e minerais magmáticos e metamórficos, como

definido por Schoenberg et al. (2008) δ53

Cr = -0,124 ±0,101‰.

III.3.5.4 – Comportamento geoquímico do Cr

O comportamento geoquímico do Cr é altamente sensível ao estado redox da

superfície ambiental, isso porque, os processos de intemperismos oxidantes produzem o

óxido na forma hexavalente [Cr(VI)].

Oxidação de Cr (III) para Cr (VI) em solos depende da co-ocorrência de Cr (III)

(ligada mais comumente como FeCr2O4) e óxidos de manganês. Uma vez mobilizado

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durante oxidação intempérica, o Cr(VI) é móvel como outro cromato (CrO42-

; pH alcalino)

ou biocromato (HCrO4; pH acido), quem entram nos oceanos através do transporte fluvial.

A concentração total de Cr dissolvido nos oceanos atuais está na faixa de 1 a 10 nM, com

um tempo de residência relativamente curto (2,5 – 4x104

years) (Campbell, 1981, in: Frei,

2009).

Cr(VI) pode reduzir-se a Cr(III) através de micróbios e ferro [Fe(II)] aquoso ou

mineral contendo Fe(II). De fato a oxidação de Fe(II)(aq) por Cr(VI) é muito mais rápida do

que com oxigênio, mesmo em locais bem oxigenados e de pH elevados. Isso significa que

na presença de Fe (II) o Cr (VI) é eficientemente reduzido a Cr (III). Posteriormente, o

Cr(III) e expulso para dentro dos óxi-hidróxidos Fe(III)-Cr(III) devido a baixa solubilidade

de Fe,Cr(OH)3 sólido. Algum Cr(III) pode se regenerar e se perder nos sedimentos como

resultado da redução do óxido de ferro, mas como em terra, o Cr (III) é reoxidado

rapidamente para Cr (VI) em uma reação catalítica com MnO:

Cr (VI)(aq) + 3Fe(II)(aq) → Cr(III)(aq) + 3Fe(III)(aq)

Em equilíbrio, o ânion Cr(VI)O42-

é enriquecido em 53

Cr comparado a composto

coexistente contendo Cr(III). 53

Cr é utilizado relativo ao certificação Nacional do

Departamento de padrão de Cr, referencia padrão SEM 979, definido como: 53

Cr=

1.000x[(53

Cr/52

Cr)amostra/(53

Cr/52

Cr)SRM9790 -1]. Portanto ambientes aquosos de sub-

superfície terão 53

Cr positivo.

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36

_________________________________________________________________________

CAPÍTULO IV – GEOLOGIA LOCAL

_________________________________________________________________________

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IV.1 LITOESTRATIGRAFIA

O Grupo Seridó, segundo Jardim de Sá e Salim (1980), é formado por três

unidades: a basal, denominada de Formação Jucurutu, uma intermediária, a Formação

Equador, e no topo a Formação Seridó. Neste trabalho foram selecionadas as unidades

carbonáticas pertencentes às Formações Jucurutu e Seridó, as quais, com auxilio dos

estudos geoquímicos e isotópicos poderão contribuir para o entendimento da evolução

geológico da Faixa Seridó.

IV.1.1 Formação Jucurutu

Neste estudo a Formação Jucurutu foi estudada em perfis localizados na Serra da

Formiga, próximo a Florânea, Rio Grande do Norte, em São Mamede-Riacho Fundo,

Paraíba e Mina do Bonito, próximo a Triunfo Potiguar no Rio Grande do Norte. (figuras 10

e 11).

A Formação Jucurutu representa a porção basal do Grupo Seridó, em geral é

constituída por biotita ± epidoto ± anfibólio paragnaisses, com intercalações de mármores,

calcissilicáticas, micaxistos, metavulcânicas e formações ferríferas.

As rochas desta formação podem ser separadas em cinco litofácies distintas:

i) biotita-anfibólio gnaisses granoblásticos predominantes que ocorrem principalmente na

borda leste do segmento NE-SW do embasamento gnáissico-migmatítico do Complexo

Caicó (região de São José do Seridó a São Vicente), a N da Serra da Formiga chegando à

cidade de Jucurutu e bordejando o plúton granítico de Acari. Nestes paragnaisses

ocorrem níveis/camadas de mármores, calcissilicáticas, metaultramáficas, anfibolitos e

formações ferríferas.

As demais fácies estão compreendidas entre as Serras da Formiga e da

Garganta, passando pela Serra Vermelha, e são descritas como: (ii) gnaisses quartzosos

(quartzo ocupando cerca de 40-50%); (iii) gnaisses aluminosos (presença constante de

andaluzita e granada); (iv) muscovita-biotita gnaisses/xistos (xistosidade e presença desses

minerais) e (v) gnaisses feldspáticos.

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Figura 10. Mapa simplificado da região de Jucurutu e Florânea, mostrando a localização da Serra da formiga e da Mina do Bonito (modificado de

Angelim et al., 2006).

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Figura 11. Mapa simplificado da região se São João do Sabugi, localizando a região de Riacho Fundo (modificado

de Angelim et al., 2006).

Salienta-se que na Formação Jucurutu estão presentes os principais depósitos de

scheelita da região (Mina Brejuí e Barra Verde), hospedados nas calcissilicáticas, além de

outros bens minerais tais como molibdênio, ouro, níquel, cobre, cromo e ferro. Este último

ocorrendo principalmente nas formações ferríferas, associadas à fácies Biotita-anfibólio

gnaisse (Mina do Saquinho), em geral na base da unidade.

Como um dos objetivos de nosso estudo, enfocamos espessos horizontes de

mármore intercalados na Formação Jucurutu situadas na descrita fácies i. Esses horizontes

são representados por lentes que possuem espessura métrica a decamétrica e têm

orientação geral N-S com mergulho sub-vertical. Apresentam coloração cinza a branca,

textura média a grossa e são intensamente foliadas. Por vezes, exibem bandamento

composicional, denotado pela alternância de níveis cinza e esbranquiçados e localmente

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observam-se níveis de sulfetos, bem como estruturas primárias preservadas (estratificação

cruzada e estromatólitos) apesar do alto grau de metamorfismo que foram submetidos

(fácies anfibolito) (Figura 12).

Figura 12. (a) Contato entre o mármore e o itabirito na Mina Ferro do Bonito. (b) Níveis de sulfetos no mármore

da Formação Jucurutu (Serra da Formiga). (c) Mármore com estratificação cruzada preservada. (d)

Estromatólitos em furo de sonda da Mina do Bonito.

Pelo menos duas fases de deformação podem ser vistas nos mármores localizados

na Mina do bonito, níveis de sedimentos pelíticos são observados e que, por serem menos

competentes, melhor evidenciam o efeito da deformação, com registro de micro dobras e

dobras intrafoliais. Dobras de fluxo estão também presentes nos mármores. Veios de

pegmatitos são abundantes, algumas vezes concordantes com a foliação principal (Figura

13).

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Figura 13. (a) Níveis argilosos no mármore da Mina do Bonito. (b) Dobras intrafoliais nos níveis argilosos. (c)

Dobra de fluxo. (d) Veio pegmatítico na Mina do Bonito.

Outro aspecto importante são as Formações Ferríferas Bandadas (itabirito e minério

de ferro, actinolita ou cummingtonita-itabirito, e tremolita xistos) intercaladas com o

mármores. Sabe-se que Formações ferríferas aparecem em associação com glaciações

Neoproterozóicas e são importantes sustentáculo da hipótese do Snowball Earth e são

consideradas como resultado da acumulação Fe+2

em oceano anóxico capeado por gelo

(Canfield, 2008).

Na Serra da Formiga e Mina do Bonito, as ocorrências de BIFs destacam-se na

topografia local formando pequena elevação alongada na direção NNE-SSW. Em Riacho

Fundo formam pequenos lajedos de extensões decamétricas, configurando pequenas

colinas e ondulações do relevo. Em ambas as ocorrências, as rochas apresentam-se

deformadas, exibem típica estrutura bandada, com dobras abertas ou fechadas. Dois níveis

de ferro + xisto + carbonato são vistos nas ocorrências de BIFs na Serra da Formiga e em

Riacho Fundo e apenas um na Mina do Bonito (Figura 14).

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42

Figura 14. (a) Itabirito da Mina do Bonito. (b) Trincheira em BIFs na localidade de Riacho Fundo. (c) BIF da

Serra da Formiga, com estrutura bandada típica. (d) BIF deformado, com dobra fechada.

Baseado na subdivisão de fácies sedimentar para itabiritos de James (1954)

reconhece-se a partir das associações minerais as fácies silicatadas, carbonatadas e oxida

na área da Mina do saquinho (Serra da Formiga) e silicatada e carbonatada na Mina do

Bonito.

Na fácies oxidada dos BIFs (Serra da Formiga) há dobras isoclinais com amplitude

e comprimento de onda centimétricas, com planos axiais geralmente paralelos ao

bandamento. Os BIFS são composto de quartzo (±60%), hematita (±39%), magnetita,

muscovita e actinolita. Nas fácies carbonatadas dos BIFs (tremolita-itabiritos), a

xistosidade é marcada pela alternância de camadas ferruginosas e anfibolíticas, compostas

de quartzo, hematita, magnetita, tremolita e com actinolita, hornblenda e biotita como

acessórios. Fácies silicatada (actinolita itabirito), composta de quartzo, hematita, actinolita

e pirita como acessório, encontrada na região da mina do Saquinho (Serra da Formiga)

temos um cummingtonita-itabirito, e cummingtonita aparece também no xisto sotoposto

aos mármores.

Segundo Hackspacher et. al (1981,) a presença de actinolita-itabirito e actinolita-

anfibolito está intrinsicamente ligada ao mármore acima no empilhamento estratigráfico.

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43

Tal observação pode ser constada na região de Cabeço da Mina, na Serra da Formiga onde

foram vistos abaixo do mármore, camadas de itabirito e anfibolito.

Diamictitos estão presente na Serra dos Quintos a sudeste de Parelhas no Rio

Grande do Norte (cerca de 4Km). Mesoscopicamente trata-se de um paraconglomerado

polimítico, mal selecionado, com seixos e boulders arredondados, subarredondados ou

alongados de gnaisses e quartzitos com dimensões de até 0,6m, em matriz argilosa, cinza-

claro a esbranquiçada, com algum cimento carbonático que ocupa o espaço intergranular

e/ou substitui parte dos grãos do arcabouço.

A posição estratigráfica desta unidade é incerta e não se pode afirmar se está na

base da Formação Jucurutu ou da Formação Seridó, sua presença, entretanto, sugere um

registro de glaciação (Figura 15).

Figura 15. Diamictito Serra dos Quintos. Vista superior a esquerda e vista lateral (perpendicular à foliação) à

direita.

IV.1.2 Petrografia

Para a classificação petrográfica dos mármores adotaram-se critérios

essencialmente mineralógicos e texturais evitando-se aqueles de conotação genética. Para

tanto foram utilizadas as proporções de Leighton & Pendexter (1962) e de Pettijohn

(1975), adaptadas às rochas metamórficas. Estas proposições estão inseridas na Tabela 2.

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Tabela 2 – Classificação petrográfica adotada para as rochas carbonáticas estudadas, baseada nas proposições de

Leighhton & Pendexter (1962) e Petttijohn (1975).

RELAÇÃO ARRANJO TEXTURAL

Calcita: Dolomita Granular

Granoblástico Cripto a microcristalino

90:10 Metacalcário Calcita mármore 55:45 Metacalcário dolomítico Dolomita-calcita mármore 45:55 Metalomito calcítico Calcita-dolomita mármore 10:90 Metadolomito Dolomita mármore

Assim as designações de calcita-mármores e dolomita-calcita mármore foram

definidas de acordo com o grau de recristalização (arranjo textural) exibido ao

microscópio.

As designações de textura seguem os critérios estabelecidos por Williams et al.,

(1970) que as definem como:

i. Textura granular macrocristalina (granoblástica), aquela com agregados de grãos

com diâmetro maior que 0,2mm;

ii. Granular microcristalina, com agregados de grãos entre 0,01 e 0,2mm; e

iii. Granular criptocristalina aquela com agregados de grãos menores que 0,01mm.

Macroscopicamente a rocha apresenta cor branca a cinza escuro, granulação média

a grossa e textura aparentemente homogênea, mas apresentando foliação muito

incipiente, marcada pelo estiramento mineral.

Há grande semelhança mineralógica e textural mostrada pelos litotipos coletados

nos diversos perfis desta Formação. Exibem ao microscópio estrutura granoblástica

variando entre sacaroidal e poligonizada, fina a média (0,2 até 1,5mm). Evidências de

recristalização são dadas pelas arestas angulosas dos grãos de carbonato. A mineralogia

é composta essencialmente por carbonatos (calcita) (70-95%), tendo como minerais de

acessórios e alteração quartzo, anfibólio, plagioclásio, micas (sericita e biotita), titanita,

apatita e opacos (sulfetos, provavelmente grafita).

A calcita é o principal mineral presente e caracteriza-se por grãos subedrais de

dimensões variável entre fina e média-fina (< 0,5 mm a 2,0 mm), vão desde anédrico a

euedrais com contatos do tipo plano que formam padrão poligonal, ora bem definido ora

não, devido à associação com contatos côncavo-convexos e lobulados, estes mais raros.

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O anfibólio é identificado como tremolita, apresenta pleocroísmo verde-oliva a

marrom claro, de hábito fibroso e podem ocorrer em grãos, ou em pequenos prismas

subédricos, ambos submilimétricos.

A titanita é o mais comum dos acessórios das amostras desta rocha, ocorrendo em

pequenos cristais euédricos, de hábito romboédrico e dimensões de até 0,8 mm. Apresenta

relevo muito alto e cor marrom-acastanhado.

O quartzo geralmente ocorre em cristais de tamanho inferior a 0,2 mm dispersos na

matriz carbonática.

IV.1.3 Formação Seridó

A Formação Seridó é composta principalmente por micaxistos, quartzitos,

anfibolitos e rochas calciossilicáticas. Os micaxistos resultam do metamorfismo de

grauvacas, silitos e argilitos. Apresentam uma mineralogia bastante variada contendo

estaurolita, andaluzita, plagioclásio, granada, opacos, clorita, quartzo, sillimanita,

tremolita, diopsídeo, microclima e titanita,

Lentes de mármores na Formação Seridó são extremamente raras, ocorrendo apenas

como finas intercalações na base da formação, encaixadas nos micaxistos. No presente

estudo realizou-se apenas um perfil, próximo a cidade de Currais Novos, vizinho a Serra

do Cruzeiro da Maniçoba (coordenadas 06° 14‟ 39,1‟‟ S e 36° 26‟ 42,2‟‟ W). O principal

critério utilizado para diferenciar mármores da Formação Seridó dos que ocorrem na

Formação Jucurutu é a ausência de BIFs relacionados à primeira deles.

A camada de mármore deste perfil apresenta foliação com atitude N40°E e

mergulho sub–vertical, possui cor cinza ou rosa e textura média a grossa.

Mineralogicamente são constituídas por dolomitas, calcitas e mica, quartzo e opacos como

acessórios.

IV.1.4 Considerações sobre BIFs Neoproterozóicos

Formações ferríferas voltam a aparecer no registro sedimentar Neoproterozóico

após um hiato próximo de 1Ga entre o Proterozóico e o Neoproterozóico e estão

geralmente associados a diamictitos. Segundo (Bond et al. 1984; Hoffman, 1999) entre 900

e 600 Ma, iniciou-se intenso processo de quebra e rifteamento do supercontinente Rodínia.

Associação de processos distensivos e subsidência culminaram com desenvolvimento de

margens passivas onde se depositaram os BIFs.

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Possivelmente de forma sincrônica, entre 600 e 590 Ma, processava-se o evento

glacial Varangeriano/Marinoano, e que se supõem que atingiu baixas latitudes em todo o

globo (Knoll & Bambach, 2000; Trindade et al., 2003). As condições de anoxia em

oceanos abaixo das camadas de gelo possibilitaram a permanência de grande quantidade de

ferro não oxidado em solução (Hoffman & Schrag, 2002). A inserção na atmosfera de

grande volume de CO2 de origem vulcânica propiciou o advento da deglaciação súbita do

gelo. Com a remoção do gelo tornou-se possível à fotossíntese, consequentemente entrada

de O2 no sistema oceânico, permitindo a precipitação de ferro em solução sobre depósitos

glaciais (Kaufman & Knol, 1995; Hoffman & Schrag, 2002).

Gross (1973) acreditava que a atividade das fumarolas era a principal fonte do

ferro. Yeo (1981) em estudo estratigráfico, sedimentológico e geoquímico detalhado na

formação ferrífera Rapitan, chegou à mesma conclusão. O mesmo autor concluiu ainda

que a precipitação química de ferro e sílica estava diretamente relacionada a correntes

ascendentes de salmouras ricas em ferro, formada pela atividade hidrotermal. Estas

salmouras resfriadas pela presença das geleiras se precipitaram em águas profundas. Uma

interpretação similar em estudo sedimentológico e geoquímico detalhado foi formulada

no sudoeste africano (Breitkopf, 1988).

Young (2002) questionou a relação genética entre BIFs e glaciações preconizadas

na hipótese Snowball Earth, uma vez que as ocorrências de formações ferríferas são

relativamente menos abundantes do que depósitos glaciais. Apontou que, no caso do

Grupo Rapitan, um dos depósitos de ferro Neoproterozóico mais conhecido, os

sedimentos ricos em ferro ocorrem em argilitos no topo da Formação Sayunei, subjacente

ao espesso pacote de diamictito (Young 1976, Klein & Beukes 1993), o que

demonstraria que formações ferríferas podem ser depositadas antes da cobertura de gelo e,

assim, não poderiam ser atribuídas à oxigenação pós-glaciação.

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CAPÍTULO V: GEOQUÍMICA

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V.1 ASPECTOS QUÍMICOS

A química das rochas carbonáticas reflete a combinação de propriedades herdadas

dos sedimentos carbonáticos originais e dos fenômenos de alteração pós-deposicional.

Sendo assim este item destina-se a uma análise do comportamento dos diversos elementos

químicos analisados nos mármores das Formações Jucurutu e Seridó (Tabelas 2, 3, 4 e 5).

Tabela 3. Analises químicas parciais de mármores do perfil 2S.FORM (Serra da Formiga)

2S. FORM 1 2S. FORM 2 2S. FORM 3 2S.FORM 4

SiO2 3,3 4,95 3,2 0,7

Al2O3 0,21 0,6 0,37 0,28

Fe2O3 0,23 0,36 0,28 0,18

MgO 1,56 2,45 1,67 0,87

CaO 51,35 49,06 50,56 52,99

Na2O 0 0 0 0

K2O 0,12 0,15 0,13 0,05

P2O5 0,03 0,04 0,03 0,02

MnO 0 0,01 0,01 0,01

Total parcial 56,79 57,61 56,25 55,1

Ca (%) 36,7 35,06 36,13 37,87

Mg (%) 9,41 1,47 1 5,22

Si (ppm) 1542 2312,72 1496,94 328,19

Al (ppm) 111 316,46 194,75 149,76

Fe (ppm) 161 253,18 197,23 126,59

Na (ppm) 0 0 0 0

K (ppm) 100 127,01 109,57 39,01

P (ppm) 13 16,58 12,66 9,16

Mn (ppm) 0 5,42 4,65 8,52

Rb (ppm) 5 5 6 4

Sr (ppm) 2076 2189 2315 2333

Mg/Ca 0,26 0,04 0,03 0,14

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Tabela 4. Analises químicas parciais de mármores do perfil S.FORM (Serra da Formiga)

S.FORM 1 S.FORM 2 S.FORM 3 S.FORM 4 S.FORM 5 S.FORM 6 S.FORM 7 S.FORM 8 S.FORM 9 S.FORM 10 S.FORM 11

SiO2 6,43 3,12 5,1 1,8 1,23 10 1,49 9,47 12,01 13,4 1,22

Al2O3 1,5 0,43 1,21 0,59 1,37 3,25 1,25 2,46 3,59 2,39 0,13

Fe2O3 0,61 0,24 0,54 0,26 0,3 1,15 0,2 1,03 1,24 1,53 0,21

MgO 2,14 2,07 1,06 0,18 3,59 3,71 3,22 3,5 2,05 4,86 1,09

CaO 47,62 51,2 49,86 52,01 49,62 41,51 49,18 42,27 40,79 40,5 52,93

Na2O 0,16 0,04 0 0,02 0 0,16 0 0,21 0,4 0,47 0

K2O 0,35 0 0,31 0,01 0,04 1,06 0,03 0,69 0,52 0,15 0

P2O5 0,04 0,02 0,06 0,01 0,02 0,07 0,02 0,08 0,13 0,09 0,02

MnO 0,01 0 0,01 0 0,01 0,02 0 0,01 0,02 0,02 0

Tota parciall 58,86 57,13 58,14 54,88 56,16 60,92 55,38 59,72 60,74 63,41 55,6

Ca (%) 34,036 36,59 35,63 37,17 35,46 29,66 35,14 30,21 29,15 28,94 37,82

Mg (%) 1,29 1,24 6,38 1,07 2,16 2,23 1,93 2,1 1,23 2,93 6,54

Si (ppm) 3006,49 1460,47 2381,91 841,03 572,69 4675 694,71 4425,36 5613,74 6266,37 572,22

Al (ppm) 791,15 227,56 639,27 310,64 722,36 1718,31 660,97 1303,42 1901,94 1263,2 69,85

Fe (ppm) 428,03 167,86 376,28 178,35 209,82 800,81 139,18 722,48 865,16 1072,88 143,38

Na (ppm) 116,48 30,42 1,48 16,32 0 119,45 0 158,02 298,24 347,21 0

K (ppm) 286,38 0,83 258,16 4,15 29,88 882,4 24,07 571,94 431,65 127,84 0

P (ppm) 16,15 7,86 27,49 5,67 10,04 30,98 8,73 33,6 56,3 38,4 8,73

Mn (ppm) 7,75 3,1 6,97 3,1 4,65 11,62 3,1 10,84 12,39 15,49 2,32

Rb (ppm) 11 1 6 2 3 31 3 20 18 6 2

Sr (ppm) 2585 2154 2875 1519 1297 2428 1257 2293 2965 2379 2144

Mg/Ca 0,04 0,03 0,18 0,03 0,06 0,08 0,05 0,07 0,04 0,1 0,17

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Tabela 5. Analises químicas parciais de mármores do perfil 3S.Form (Serra da Formiga)

3S.Form1 3S.Form2 3S.Form3 3S.Form4 3S.Form5 3S.Form6 3S.Form7 3S.Form8 3S.Form9 3S.Form10 3S.Form11 3S.Form12 3S.Form13

SiO2 5,39 6,07 6,05 5,07 5,1 7,06 5,62 0,48 5,81 2,05 4,73 3,56 8,58

Al2O3 1,1 1,16 1,4 3,96 0,85 1,24 2,11 0,05 1,22 0,78 1,33 0,79 3,11

Fe2O3 0,53 0,58 0,62 0,54 0,48 0,63 0,64 0,26 0,61 0,27 0,49 0,45 0,81

MgO 3,14 3,87 2,2 2,3 1,33 4,61 2,26 0,48 4,14 1,56 1,67 0,9 2,55

CaO 47,45 46,07 48,33 45,89 48,82 44,3 47,5 54,58 46,73 51,2 46,57 50,72 44,26

Na2O 0,07 0,11 0,39 0,12 0,15 0 0,17 0 0,04 0 0,09 0,02 0,24

K2O 0,3 0,25 0,31 0,24 0 0,47 0,14 0 0,39 0,06 0,25 0,24 0,28

P2O5 0,03 0,03 0,04 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,02 0,01 0,03 0,03 0,04

MnO 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01

Total parcial 58,02 58,14 59,34 58,17 56,78 58,36 58,47 55,88 58,98 55,92 55,16 56,71 59,89

Ca (%) 33,9 32,92 34,54 32,79 34,89 31,65 33,94 39,01 33,4 36,59 33,28 36,25 31,63

Mg (%) 1,89 2,33 1,32 1,38 8 2,78 1,36 0,28 2,49 0,93 1 0,54 1,53

Si (ppm) 2518,89 2838,66 2826,51 2370,69 2385,65 3302,42 2626,88 222,06 2714,77 956,04 2209,87 1664,3 4012,55

Al (ppm) 584,24 611,76 741,41 2093,52 451,94 654,09 1116,61 26,46 647,74 411,72 701,19 416,48 1645,81

Fe (ppm) 372,08 404,95 432,23 379,77 335,71 437,82 444,82 184,64 423,84 188,84 345,5 316,83 563,02

Na (ppm) 52,67 83,09 286,37 92 112,03 0,74 123,9 0 32,64 0 66,77 11,13 179,54

K (ppm) 251,52 204,2 258,99 199,22 0 390,98 112,06 0 323,74 49,81 205,03 200,05 234,92

P (ppm) 13,53 12,22 17,89 12,66 14,4 13,09 14,84 11,78 10,47 4,8 12,22 12,22 17,46

Mn (ppm) 6,97 8,52 7,75 7,75 10,84 18,59 8,52 6,2 7,75 3,87 4,65 4,65 9,29

Rb (ppm) 9 9 11 7 1 15 6 1 11 2 9 7 6

Sr (ppm) 2622 2695 3039 3165 2545 2098 2949 2808 2402 1751 3094 2405 2112

Mg/Ca 0,06 0,07 0,04 0,04 0,23 0,09 0,04 0,01 0,07 0,03 0,03 0,01 0,05

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Tabela 6. Analises químicas parciais de mármores do perfil CAL-RF (Riacho Fundo, São Mamede)

CAL. RF 1 CAL. RF 2 CAL. RF 3 CAL. RF 4 CAL. RF 5 CAL. RF 6 CAL. RF 7

SiO2 1,81 3,27 4,5 4,77 6,89 2,46 4,4

Al2O3 2,95 1,32 0,7 0,48 0,69 1,6 0,55

Fe2O3 0,31 0,37 0,3 0,34 0,47 0,28 0,38

MgO 2,5 3,16 3,33 5,76 9,9 2,95 5,26

CaO 47,85 48,71 45,04 46,75 41,61 46,89 43,59

Na2O 0 0 0 0,07 0 0 0

K2O 0,08 0,11 0,07 0,21 0,36 0,08 0,19

P2O5 0,08 0,03 0,03 0,07 0,03 0,03 0,03

MnO 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01

Total parcial 55,58 56,98 53,96 58,45 59,97 54,3 54,39

Ca (%) 34,19 34,81 32,19 33,41 29,73 33,51 31,15

Mg (%) 1,5 1,9 2 3,47 5,97 1,77 3,17

Si (ppm) 844,77 1529,66 2102,35 2229,04 3219,21 1151,45 2055,13

Al (ppm) 1561,14 697,49 368,85 254,55 366,21 847,25 288,41

Fe (ppm) 213,32 257,38 207,02 237,8 330,12 197,23 262,97

Na (ppm) 0 0 0 48,22 0 0 0

K (ppm) 68,07 92,14 57,28 173,49 300,5 64,75 156,06

P (ppm) 34,91 10,91 11,35 31,86 14,4 10,91 11,35

Mn (ppm) 5,42 6,97 7,75 3,87 6,2 6,97 6,2

Rb (ppm) 5 5 5 9 16 4 9

Sr (ppm) 1681 1565 1783 1525 1321 1478 1416

Mg/Ca 0,04 0,05 0,06 0,1 0,2 0,05 0,1

V.1.1 Formação Jucurutu

A percentagem de CaO e MgO dos mármores da Formação Jucurutu aqui

analisados encontra-se dentro da faixa de teores típicos para mármores calcíticos puros a

impuros.

Os teores médios de CaO variam de 41,61% a 54,58% e os de MgO de 0,18% a

5,76%, com apenas uma amostra com 9,9, sendo um dolomito. O valor de SiO2 exibe

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ampla variação 0,7% a 13,40% com a média de 7%. Os mármores exibem baixos valores

de Fe2O3, (<0,60%) exceto em 3 amostras que variam de 1,0 a 1,24%.

O teor de Al2O3 situa-se entre 0,21 e 3,96%, valores mais altos de Al2O3 devem

estar ligado provavelmente a mais alta percentagem de filossilicatos. Valores de MnO,

K2O e P2O5 são sempre menores que 0,1%. Teor de Na2O em média são menores que

0,2%, os baixos teores observados devem estar relacionados à perda progressiva de álcalis

com o incremento do grau metamórfico. Os teores de potássio estão entre 0,02% e 0,47%,

valores maiores ligados ao conteúdo de filossilicatos. Fósforo e manganês aparecem

sempre com teores muito baixos (<0,01).

Figura 16. Diagrama multi-elementar, em % de óxido para os mármores do perfil S.FORM

Figura 17. Diagrama multi-elementar, em % de óxido para os mármores do perfil 2S.FORM

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53

Figura 18. Diagrama multi-elementar, em % de óxido para os mármores do perfil 3S.Form

Figura 19. Diagrama multi-elementar, em % de óxido para os mármores do perfil CAL.RF

Amostras com teores de SiO2 mais elevados correspondem àquelas com valores de

Al2O3, Fe2O3 e MgO mais elevados,, esse efeito pode estar relacionado com fração

terrígena presente nos carbonatos tendo assim maior quantidade de quartzo, filossilicatos e

anfibólio (tremolita) (figuras 16, 17, 18 e 19).

O CaO exibe forte correlação negativa com SiO2, isso sugere que o SiO2 predomina

na fase livre (quartzo) e não na forma combinada (tremolita/diopsídeo), o que também

encontra apoio na fraca correlação positiva entre SiO2 e Al2O3 (Figura 20).

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54

Figura 20. Diagramas CaO vs MgO e SiO2 e Al2O3 vs SiO2

V.3 ELEMENTOS TERRAS RARAS

A assinatura química em ambientes marinhos antigos fornece informação sobre

mudanças no registro da condição de oxigenação na interface água-sedimento (Jones &

Manning, 1994; Holser, 1997; Kamber & Webb, 2001; Cullers, 2002). Elementos

Terras Raras (ETR) são usados como indicadores de ambiente de sistema deposicional tais

como anoxia marinha (Liu et al., 1988; German & Elderfield, 1990; Murray et al.,

1991b) e condições oceânicas paleo-redox em geral (Wang et al., 1986; Elderfield &

Pagett, 1986; Liu et al., 1988; Kato et al., 2002; Madhavaraju & Lee, 2009).

Particularmente, a anomalia de Ce é usada de maneira confiável para entendimento das

condições paleo-redox dos oceanos (Liu et al., 1988).

A geoquímica dos elementos terras raras tem sido uma das mais úteis

ferramentas na elucidação da fonte primária do ferro nas principais formações ferríferas

estudadas. Segundo Polat & Frei (2005), as principais formações ferríferas de idade

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55

arqueana a paleoproterozóica exibem um leve enriquecimento em ETR em relação aos

leves, normalmente seguido com anomalia negativa de Cério (Ce) e positiva de Európio

(Eu).

Na figura 21, extraída de Klein (2005) é possível notar claramente que os padrões

de ETR dos BIF de idade arqueana-paleoproterozóica são distintos dos BIFs do

Neoproterozóico. Fato este que também é corroborado por Clout e Simonson (2005),

sobretudo no quesito anomalias de Eu. As condições de temperatura baixa fornecida por

plumas incipiente do Neoproterozóico, quando comparados com as épocas do

Arqueano, bem como as altas taxas de intemperismo, causadas por evento pós-

glaciação (hipótese do Snowball Earth, Hoffman et al., 1998), além da

disponibilidade de oxigênio na Terra, podem ter sido primordiais na caracterização destes

BIFs.

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56

Figura 21. Principais padrões de ETR das BIFs do Arqueano, Paleoproterozóico e Neoproterozóico. Extraido de

Klein (2005). Todos os dados estão normalizados segundo o padrão NASC (North American Shale Composite,

Gromet et al, 1984)

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57

V.3.2 Apresentação dos Dados de Elementos Terras Raras

Elementos Terras Raras foram analisadas em 18 amostras dos BIFs (RIFUNDO, BTO e

3SFORM) e 16 amostras de mármores (FOBON, 2CALRF e 3SFORM) da Formação Jucurutu.

O resultado obtido das amostras foram normalizados em relação ao PAAS (Post-Archean

Australian Shales - Nance & Taylor 1976). Define-se quantitativamente a anomalia de Eu*,

segundo Spier et al (2007) como:

Eu/Eu* = EuN/[(SmN) (GdN)]1/2

onde o Eu* refere-se a concentração hipotética de Eu. A realização do cálculo da anomalia de

Ce utilizou a formula postulada por Write et al. (1987):

Ce/Ce* = log[3Cen/(2Lan+ Nd)

Para os BIFs os valores absloutos de ETR (Tabela 7), são comparadas as diversas

formações ferriferas pré-cambrianas, com a somatoria total variando entre 7,12 e 24,29 ppm,

com exceção de duas amostras que possuem valores muito altos (3SFORM14 E BTO-FSR38-3).

Pode-se separar, a grosso modo, dois grupos. O primeiro inclui os BIFs da Serra da Formiga

(3SFORM) caracterizado por pequeno fracionamento de terras raras leves e pequena anomalia de

Eu (Eu/Eu* = 1 a 1,48). No segundo grupo estão os BIFs do Riacho Fundo (RIFUNDO) e Mina

do Bonito (BTO-FSR-38), apresentam forte enriquecimento no ETR pesados e pronunciada

anomalia de Eu (RIFUNDO - Eu/Eu*= 1,49 a 3,14 e BTO-FSR-38 – Eu/Eu*= 1,39 a 2,43) e no

geral as amostras possuem anomalia positiva de Ce (Ce/Ce* = 0,05 a 0,69) com valores médio

em torno de 0,40.

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Tabela 7. Análises de elementos terras raras para BIFs da Formação Jucurutu (ppm)

ELEMENTOS TERRAS RARAS

Amostras La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Hf Ta Pb Th U Mo ERR Eu/Eu* Ce/Ce* La/Yb

3SFORM 14 17,22 52,00 5,32 20,29 4,04 0,76 3,36 0,50 2,56 0,46 1,28 0,17 1,08 0,15 2,89 1,44 25,72 7,56 2,30 3,24 152,35 1,00 0,45 7,65

3SFORM 15 1,85 1,94 0,32 1,27 0,24 0,07 0,26 0,04 0,25 0,05 0,18 0,03 0,19 0,03 0,04 0,02 1,05 0,12 0,21 1,99 10,16 1,32 0,07 4,55

3SFORM 16 5,62 5,61 1,00 3,82 0,65 0,17 0,69 0,09 0,51 0,10 0,30 0,05 0,30 0,05 0,05 0,02 2,62 0,16 0,19 2,30 24,29 1,33 0,05 9,12

3SFORM 17 0,79 1,88 0,15 0,60 0,15 0,05 0,18 0,03 0,16 0,03 0,09 0,01 0,09 0,02 0,01 0,09 0,33 0,01 0,12 2,35 7,12 1,48 0,41 4,43

RIFUNDO 1 0,64 1,76 0,19 0,80 0,22 0,15 0,26 0,05 0,31 0,06 0,17 0,03 0,16 0,02 0,01 0,06 1,19 0,37 0,91 2,99 10,34 3,14 0,41 1,94

RIFUNDO 2 0,47 1,26 0,12 0,50 0,13 0,11 0,23 0,05 0,38 0,09 0,28 0,04 0,26 0,04 0,01 0,02 0,27 0,13 0,15 3,36 7,91 3,12 0,42 0,87

RIFUNDO 3 0,53 1,19 0,13 0,54 0,12 0,09 0,20 0,04 0,25 0,06 0,18 0,03 0,16 0,03 0,01 0,05 0,29 0,19 0,38 4,66 9,11 2,95 0,35 1,54

RIFUNDO 4 2,56 5,48 0,42 1,50 0,30 0,17 0,40 0,07 0,43 0,08 0,27 0,04 0,28 0,05 0,03 0,03 0,98 0,06 0,87 5,15 19,16 2,44 0,39 4,35

RIFUNDO 5 0,68 3,02 0,16 0,62 0,16 0,09 0,24 0,04 0,29 0,07 0,22 0,04 0,24 0,04 0,03 0,03 1,33 0,17 1,43 8,19 17,10 2,44 0,66 1,36

RIFUNDO 6 0,34 0,68 0,07 0,33 0,10 0,04 0,18 0,03 0,23 0,05 0,14 0,02 0,14 0,02 0,01 0,04 0,22 0,13 0,19 4,72 7,70 1,49 0,30 1,16

BTO-FSR-38-1 2,79 5,68 0,52 2,13 0,42 0,20 0,58 0,09 0,59 0,12 0,40 0,06 0,33 0,06 0,03 0,03 0,52 0,16 0,08 2,56 17,35 2,09 0,34 5,84

BTO-FSR-38-2 1,28 3,30 0,26 1,09 0,27 0,13 0,41 0,06 0,43 0,10 0,31 0,05 0,31 0,05 0,02 0,04 0,58 0,10 0,11 8,12 17,01 2,09 0,43 2,84

BTO-FSR-38-3 1,42 7,63 0,36 1,79 0,57 0,32 0,83 0,14 0,90 0,21 0,63 0,09 0,61 0,10 0,11 0,07 1,60 0,44 0,34 102,85 121,01 2,43 0,69 1,61

BTO-FSR-38-4 2,00 6,07 0,32 1,40 0,36 0,22 0,60 0,09 0,57 0,14 0,42 0,06 0,38 0,06 0,04 0,02 0,88 0,12 0,14 2,18 16,07 2,57 0,53 3,62

BTO-FSR-38-5 2,28 3,89 0,43 1,90 0,43 0,22 0,62 0,09 0,58 0,14 0,43 0,06 0,38 0,07 0,02 0,02 1,13 0,08 0,10 2,35 15,24 2,28 0,26 4,16

BTO-FSR-38-6 1,17 1,87 0,22 1,02 0,24 0,13 0,41 0,07 0,45 0,12 0,38 0,06 0,37 0,07 0,02 0,02 0,76 0,09 0,08 5,16 12,71 2,21 0,22 2,19

BTO-FSR-38-7 1,42 2,47 0,27 1,18 0,26 0,08 0,39 0,06 0,36 0,08 0,27 0,04 0,27 0,04 0,01 0,03 1,02 0,05 0,09 4,41 12,81 1,39 0,27 3,61

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59

Análises de ERR para os mármores estão representados na tabela 8. De modo geral

a concentração dos ETR para cada elemento químico varia de 0,05 a 10,1ppm, valor que se

encontra dentro do intervalo médio para carbonatos marinhos (0,04–14 ppm; Sarkar et al.,

2003). E a concentração total de ERR esta entre 11 e 36ppm sendo a maioria situados em

~30ppm, que estão próximo dos valores típicos para carbonatos marinhos (~28ppm)

reportado por Bellanca et al. (1997).

Tendo os valores padronizados pelo PAAS é possível notar algumas características

como: leve enriquecimento em ETR pesados, com valor médio de Nd/Yb = 0,86; anomalia

negativa de Ce em todas as amostras (Ce/Ce* = -0,41 a -0,11); e predominantemente

anomalias positivas de Eu (Eu/Eu* até 1,50). Os valores também foram normalizados pelo

NASC para retirar duvidas quanto às anomalias, porem elas continuam evidentes.

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Tabela 8. Análises químicas de elementos terras raras para os mármores da Formação Jucurutu (normalizado para PAAS)

ELEMENTOS TERRAS RARAS

Amostras La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Ce/Ce* Eu/Eu* ERR Nd/Yb Gd/Gd*

2CALRF1 0,12 0,05 0,05 0,05 0,05 0,05 0,04 0,06 0,05 0,05 0,03 0,12 0,04 0,12 -0,32

0,81 2,23 1,41 0,76

2CALRF2 0,12 0,06 0,07 0,07 0,11 0,14 0,12 0,13 0,07 0,11 0,11 0,20 0,07 0,26 -0,20

1,21 3,51 0,96 0,88

2CALRF3 0,14 0,07 0,08 0,07 0,09 0,11 0,09 0,16 0,09 0,14 0,10 0,24 0,11 0,53 -0,23

1,03 3,71 0,69 0,70

2CALRF4 0,15 0,05 0,05 0,05 0,05 0,08 0,05 0,10 0,08 0,08 0,08 0,15 0,07 0,35 -0,41

1,24 3,08 0,67 0,56

2CALRF5 0,17 0,08 0,11 0,09 0,13 0,10 0,13 0,12 0,10 0,13 0,11 0,20 0,11 0,35 -0,24

0,83 3,35 0,86 1,19

3SFORM2 0,28 0,19 0,20 0,17 0,20 0,20 0,20 0,25 0,18 0,17 0,21 0,27 0,14 0,79 -0,11

0,96 5,22 1,23 0,90

3SFORM4 0,21 0,13 0,16 0,16 0,18 0,25 0,22 0,19 0,18 0,17 0,19 0,22 0,14 0,30 -0,17

1,35 4,77 1,10 0,97

3SFORM7 0,26 0,14 0,14 0,15 0,20 0,23 0,23 0,17 0,17 0,17 0,21 0,27 0,14 0,53 -0,21

1,23 4,94 1,04 1,13

3SFORM9 0,26 0,17 0,19 0,17 0,23 0,17 0,23 0,26 0,22 0,22 0,22 0,29 0,18 0,65 -0,13

0,69 4,93 0,98 1,08

3SFORM13 0,20 0,15 0,17 0,16 0,23 0,20 0,21 0,23 0,20 0,22 0,25 0,22 0,21 0,42 -0,09

0,87 4,77 0,75 0,96

FOBON 1 0,13 0,08 0,09 0,08 0,11 0,10 0,10 0,09 0,07 0,09 0,08 0,15 0,04 0,26 -0,15

1,00 3,17 2,25 1,04

FOBON 5 0,12 0,07 0,07 0,07 0,11 0,09 0,10 0,13 0,10 0,10 0,09 0,20 0,07 0,28 -0,19

0,81 3,11 1,00 0,90

FOBON 7 0,11 0,06 0,06 0,05 0,07 0,11 0,07 0,08 0,07 0,06 0,06 0,15 0,07 0,19 -0,17

1,50 3,39 0,71 0,70

FOBON 11 0,18 0,13 0,14 0,14 0,18 0,19 0,20 0,19 0,17 0,19 0,18 0,22 0,18 0,40 -0,11

1,00 4,47 0,78 1,04

FOBON 13 0,20 0,13 0,13 0,11 0,13 0,19 0,13 0,18 0,12 0,14 0,14 0,20 0,11 0,65 -0,12

1,30 4,65 1,05 0,73

FOBON 16 0,18 0,12 0,13 0,13 0,18 0,16 0,16 0,19 0,15 0,17 0,14 0,24 0,18 0,23 -0,14

0,85 3,98 0,75 0,89

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61

V.3.3 Interpretação dos Dados

V.3.3.1 Formação Ferrífera Bandada (BIFs)

O padrão de ETR normalizado para PAAS para o perfil 3SFORM (Serra da

Formiga) é encontrado na figura 22. Mostra um leve enriquecimento do ETR pesados e

anomalias positivas discretas de Eu e em dois casos anomalia negativas de Ce. Há uma

forte variação no total de ETR, a amostra 14 (topo) é mais enriquecida em ETR do que a

amostra 17 (base) do perfil.

Figura 22. Padrão de comportamento para ERR normalizado pelo PAAS dos BIFs do perfil Sform.

Nas amostras do perfil de Riacho Fundo (Figura 23) e do perfil da Mina do Bonito

(Figura 24) anomalias positivas de Eu e Ce são mais evidentes, Os valores totais de ETR

aumentam com a posição estratigráfica das amostras bem como diminuição na amplitude

da anomalia de Eu, sendo as amostras do topo mais enriquecidas em ETR. Segundo Klein

(2005) este decréscimo da anomalia de Eu resulta de um declínio da contribuição

hidrotermal nas bacias oceânicas do Arqueano ao Neoproterozóico, mas para Bau &

Möller (1993) atribuem essa redução a queda de temperatura das soluções hidrotermais.

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62

Figura 23. Padrão de comportamento para ETR normalizado pelo PAAS dos BIFs do perfil Riacho Fundo.

Figura 24. Padrão de comportamento para ETR normalizado pelo PAAS para um BIFs do perfis da Mina do

Bonito.

Em suma, todas as amostras normalizadas em relação ao PAAS (Post-Archean

Australian Shale) mostram anomalias positivas de európio, típicas de soluções

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63

hidrotermais oceânicas originadas em sistemas convectivos submarinos. Em alguns locais

a incipiente ou ausente anomalia de Eu pode ser decorrente das condições de

temperatura do fluido mineralizador, neste caso fluidos de alta temperatura são escassos

ou ausentes.

Estudos da anomalia de Ce na agua do mar atual tem demonstrado que este

elemento é sensível a variação das condições redox e tem sido utilizado para averiguar

condições subóxica ou anóxica da coluna de água. Há duas interpretações das causas da

variação da anomalia de Ce na agua do mar. Segundo Wright et al. (1987) e Liu et al.

(1988) a anomalia de Ce é um traçador químico para condições redox paleoocêanico. Os

valores de anomalia negativa (<-0,1) resultam do empobrecimento de Cério ou

fracionamento para óxidos metálicos, indicando condições oxidantes. Valores positivos da

anomalia de Ce (>-0,1) ao contrário, refletiria condições anóxicas na água do mar. Os

valores de Ce/Ce* quando plotados contra Nd claramente situam-se acima de 0,1 (entre

0,54 a 2,46) indicando um ambiente extremamente anóxico (Figura 25).

Figura 25. Gráfico da anomalia de Ce/Ce* vs. Nd para os mármores e BIFs da Fm. Jucurutu.

Para testar que as anomalias de Ce/Ce* são reais, utilizou-se o diagrama

discriminatório de Bau & Duski (1996), onde são plotados Ce/Ce* vs Pr/Pr*. Neste caso

anomalias de Ce e Pr foram calculadas, respectivamente utilizando as seguintes formulas

CeSN/(0.5LaSN + 0.5PrSN) e PrSN/(0.5CeSN + 0.5NdSN). De acordo com esse diagrama

(Figura 26), a maioria dos BIFs da Fm. Jucurutu apresentam anomalia positiva de Ce

enquanto que os mármores apresentem anomalia negativa e 3 amostras mostram anomalia

negativa de La, o que confirma o caráter subóxico da coluna d‟agua no qual se formaram

os BIFs..

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64

Figura 26. Diagrama (Ce/Ce*)SN vs. (Pr/Pr*)SN para os BIFs e mármores da Formação Jucurutu. Campo I:

anomalia de Ce ou La ausente; campo IIa: Anomalia positiva de La e anomalia de Ce ausente; campo IIb:

Anomalia negativa de La, anomalia de Ce ausente; campo IIIa: anomalia positiva de Ce; campo IIIb: anomalia

negativa de Ce.

V.3.3.2 – Lentes de Mármore

De maneira geral, as lentes puramente carbonáticas exibem um leve

empobrecimento no ETR leves (figuras 28, 29 e 30), anomalia positiva de La, negativa de

Ce bem como um pequeno pico positivo de Gd, feições essas que são típicas de carbonatos

marinhos. Apesar da anomalia de La estar presente, seus valores são menores do que

aqueles esperados para carbonatos marinhos, devido, talvez, a alguma contribuição

hidrotermal durante o metamorfismo.

De acordo com McLennan (1989), as concentrações de ETR em rochas

sedimentares são controladas pelas fases minerais presentes na rocha. No caso de rochas

carbonáticas, a presença de minerais terrígenos detríticos poderia ser responsável por

alterações significativas nos padrões (Frimmel, 2009). Tendo isto em vista, a presença

de fases detríticas contaminantes foi monitorada através das concentrações de Si, Zr e Al,

devido à abundância destes elementos em minerais terrígenos, especialmente nas

frações argilosas. Na figura 27, foram são plotadas as concentrações de Si, e Al

versus a concentração total de ETR, e em ambos os casos é notável a correlação

positiva gerada, indicando o controle de fontes terrígenas sobre a concentração total dos

ETR.

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65

Figura 27. Concentração total de ETR versus concentrações de Si e Al. Notar a existência de trend positivo em

ambos os casos, evidenciando o controle das fases detríticas sobre concentração de ETR.

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66

Figura 28. Padrão de comportamento para ETR normalizado pelo PAAS dos mármores do perfil realizado no

flanco oeste da Mina do Bonito (FOBON)

Figura 29. Padrão de comportamento para ETR normalizado pelo PAAS dos mármores do perfil em Riacho

Fundo (2CALRF).

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67

Figura 30. Padrão de comportamento para ETR normalizado pelo PAAS para mármores do perfil da Serra da

Formiga (3Sform).

As anomalias positivas de Eu em sedimentos marinhos ou na água do mar têm sido

atribuídas a processos de influxos hidrotermais acompanhados de enriquecimento em

LETR (Michard et al. 1983, Tlig 1987), comuns em sedimentos arqueanos, quando os

mares primitivos recebiam forte contribuição de fluidos hidrotermais. Nos mares

recentes, isso é observado ao longo das cadeias meso-oceânicas e nos centros de expansão

em bacias de retroarco, em ambiente redutor com temperaturas >300°C e pH entre 2 e 4

(Fouquet el al. 1993 in Bau & Moller 1993). A anomalia negativa de Eu é considerada

característica de ambiente redutor em que Eu3+

é reduzido para Eu2+

, embora alguns

autores tenham sugerido que processos metamórficos ou metassomáticos possam gerar esta

redução (Jarvis et al. 1975 in Fleet 1984).

Essas observações indicam que a química de ETR para os mármores da Formação

Jucurutu receberam influencia de condição ambiental oxidante.

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_________________________________________________________________________

CAPÍTULO VI: QUIMIOESTRATIGRAFIA ISOTÓPICA

_________________________________________________________________________

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VI.1 ALTERAÇÃO NA ASSINATURA ISOTÓPICA DE δ13

C E δ18

O

Muitos carbonatos Proterozóicos são alterados por diagênese, alteração hidrotermal

e/ou metamorfismo. Para estimar a idade das rochas carbonáticas usando curvas de

variação secular de δ13

C e 87

Sr/86

Sr, é essencial identificar-se as amostras que preservaram

a razão isotópica original.

Em geral, ambos diagênese e metamorfismo tendem a empobrecer os carbonatos

em estrôncio e enriquecer em Mn. Daí a razão Mn/Sr é uma das melhores formas de

selecionar rochas carbonáticas que preservam o sinal isotópico de C e O originais

(Frimmel & Frölling, 2004), razões de Mn/Sr < 1,5 e 18

O‰ >-10 VSMOW. Hudson

(1977) reporta que isótopos de oxigênio podem ser um indicador sensível de alteração

diagenética.

Vários autores estabeleceram parâmetros para determinar o grau de alteração dos

isótopos de Sr e C em carbonatos Pré-cambriano (Brand & Veizer, 1980,1981; Derry et al.,

1992; Veizer et al., 1983; Kaufman et al., 1993). Como as alterações isotópicas são

sempre acompanhadas de mudanças na composição química da rocha, a geoquímica de

rocha total associada a estudo petrográfico detalhado, é um dos parâmetros utilizados para

identificar possíveis alterações nos valores de δ13

C e δ18

O, bem como a correlação de δ13

C

vs δ18

O e 87

Sr/86

Sr vs Mn/Sr e δ18

O (Derry et al., 1992) (Figura 31).

Durante o metamorfismo, as temperaturas elevadas e a circulação de fluídos,

influenciam diretamente no fracionamento de oxigênio e modificam a assinatura de δ18

O.

Um fator muito importante é a composição da rocha, presença ou não de minerais

silicáticos. Quando do metamorfismo, nas reações de descarbonatação onde o carbonato e

quartzo (ou feldspato) reagem entre si, produzem silicatos de Ca e Mg e liberam CO2, este

é enriquecido em 13

C, consequentemente há um empobrecimento em δ13

C.

A calcita é estável em uma ampla faixa de pressão e temperatura, e apenas uma

quantidade pequena de material sobreposto é suficiente para evitar a decomposição e

liberação de CO2 (Deer et al., 1966). Sem a interferência de fluídos externos, a calcita

recristaliza originando mármores que preservam a assinatura isotópica original.

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70

Figura 31. Exemplo de correlações utilizadas em amostras alteradas da Namíbia, Austrália e Svalbard (Derry et

al, 1992). Nos trends indicados pelas setas espera-se interação fluído-rocha com aumento da razão aguá-rocha.

Mármores ideais para os estudos são os puros, mas em sua ausência podem ser

utilizadas as amostras com pequena quantidade de silicatos (mineral traço). Diversas

correlações geoquímicas são utilizadas para identificar o grau de alteração em mármores de

alto grau metamórfico (Melezhik et al., 2001) (Figura 32).

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Figura 32. Correlações geoquímicas utilizadas por Melezhik et al., (2001).

Considerando o parâmetro proposto por Jacobsen e Kaufman (1999), onde amostras

com razões Mn/Sr > 2,0 não reteriam a assinatura isotópica original, todas as amostras

seriam consideradas como inalteradas. Para que não houvesse dúvidas, também foram

utilizados parâmetros propostos por Melezhik et al. (2001) (Figura 33).

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Figura 33. Correlações geoquímicas aplicadas aos mármores da Formação Jucurutu indicando os trends de

alteração.

Ao plotar δ13

C versus δ18

O e Mn/Sr, nota-se fraca correlação, onde somente valores

de δ18

O parecem ter sido alterados, sugerindo preservação dos valores primários de δ13

C.

Nos demais perfis há dispersões, sugerindo também que os valores de δ13

C e δ18

O

encontram-se preservados. A pequena correlação entre δ13

C e CaO, significa que à

alteração isotópica de δ13

C em algumas amostras resultou de reações de descarbonatação.

VI.2 FORMAÇÃO JUCURUTU

VI.1.1 Isótopos de C e O

Para os mármores da Formação Jucurutu, foram levantadas 6 seções e utilizou-se

amostras de 2 furos de sondagem realizados pela MHAG Mineração.

Perfil S.Form (Serra da Formiga)

Para esta seção foram analisadas 11 amostras. Os valores de δ13

C mostram pouca

variação, definindo um platô de valores positivos, com mínimo de +2,96 e máximo +5,19

‰V-PDB e δ18

O de -11 a -6,24 ‰V-PDB. Um pequeno desvio é visto apenas na amostra

S.Form11, onde há um leve aumento na razão isotópica de δ13

C, observando a correlação

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73

com os óxidos, nota que esse desvio é efeito do aumento da razão de Mg/Ca e queda no

teor de SiO2, sugere-se que seja proveniente da diminuição de minerais de silicato e

presença de dolomita. O elevado percentual de silicatos nesta lente reflete possivelmente

ao maior aporte de terrígenos na área de sedimentação, antes do processo metamórfico

(Figura 34).

Figura 34. Diagramas isotópicos e de óxidos para os mármores do perfil S.Form

Perfil 2S.Form (Serra da Formiga)

Este perfil contou com 4 amostras analisadas, totalizando uma seção de 4 metros.

Observam-se valores homogêneos tanto para δ13

C como δ18

O, sendo o valor médio δ13

C de

para este perfil de +7,83 ‰V-PDB e δ18

O -5,68 ‰V-PDB. Correlacionando com os

valores geoquímicos percebe-se que apesar das suaves variações nos valores de SiO2, CaO2

e MgO, não influenciou nos valores isotópicos (Figura 35).

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Figura 35. Quimioestratigrafia isotópica de C e O e diagrama de óxidos para o perfil 2S.Form

Perfil 3S.Form (Serra da Formiga)

Para esta seção foram coletadas 17 amostras, 4 delas são basais correspondendo a

um xisto acima do BIF e abaixo do mármore, as quais não foram analisadas

isotopicamente. Bem como nos demais perfis da Serra da Formiga, este também apresenta

pouca flutuação de δ13

C, com apenas duas exceções em amostras enriquecidas em CaO.

O valor médio de δ13

C e δ18

O são respectivamente +4,30 e -6,69 ‰V-PDB, com

valores mínimos de +3,39 e -8,24‰V-PDB e máximos 7,09 e -5,81‰V-PDB. As amostras

3S.Form 5 e 8, são as que apresentam os maiores valores. É visto que apesar da variação

nos teores de CaO e MgO, os valores isotópicos não foram influenciados (figura 36).

Figura 36. Quimioestratigrafia isotópica de C e O e diagrama de óxidos para o perfil 3S.Form.

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Perfis OBC e OBCD (Ouro Branco)

Os Perfis OBC e OBCD estão situados próximo a cidade de Ouro branco, o

primeiro aflorante a 300m do diamictito Ouro Branco e o segundo a aproximadamente

1,0km. Não está clara a relação de contato entre o diamictito e as lentes de mármore.

Esta lente de mármore apresenta composição isotópica similar aos demais perfis

(Sform), o que leva a sugerir que estes dois perfis juntamente com os anteriores

representam lentes de mármores de mesma idade.. Também não apresentam fortes

variações nos valores de δ13

C e δ18

O, estando de δ13

C compreendido entre +8,95 e +9,68

‰V-PDB e δ18

O para OBC entre -7,69 e -7,24 ‰V-PDB enquanto que para o OBCD entre

-13,02 e -9,71‰V-PDB (Figura 37).

Figura 37. Quimioestratigrafia isotópica de C e O para os perfis OBC e OBCD

Perfil Mina do Bonito (BTO-34, BTO-78 e BON)

Na Mina do Bonito foi realizada 1 seção no flanco oeste do anticlinório da Mina do

Bonito (Figura 10) e aproveitaram-se 2 testemunhos de furo de sonda realizados pela

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MHAG, um com16m (BTO-34) e outro com 240m (BTO-78). Em um desses testemunhos

observou-se estromatólitos (Figura 11).

Os resultados analíticos para estes perfis exibem uma larga escala de variação nos

valores tendo dois patamares, o primeiro com valores de 13

C indo de -12 a -5‰V-PDB

nos primeiros 20 m, e o segundo com valores positivos (+4 a +10‰V-PDB), em padrão

semelhante aos de capas carbonáticas. Os valores de 18

O entre -13 e -5‰V-PDB (Figura

38).

Figura 38. Quimioestratigrafia isotópica de C e O para o perfil BOM e para os 2 testemunhos de sondagem (BTO-

34 e BTO-78)

Perfil Cal-RF (Riacho Fundo)

Os valores de 13

C são todos positivos, com variação semelhante a aquela

observada no topo da Formação Jucurutu, com valores entre 7,05 a 9,05 ‰V-PDB (Figura

39). Os dados de isótopos de C não permitem dizer se esta lente carbonática se trata da

Formação Jucurutu ou Seridó. Um dos critérios que talvez possa ser utilizado nesta

distinção é a presença de BIFs na base da Formação Jucurutu, até hoje não observado com

certeza na Formação Seridó.

BTO-78

BTO-34

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Figura 39. Quimioestratigrafia isotópica de C e O e diagrama de óxidos para o perfil Riacho Fundo (Cal-RF).

A quimioestratigrafia isotópica de 18

O como esperado (Kah 2000), não pode ser

considerada como registro de composição isotópica da água do oceano do qual esses

carbonatos se precipitaram. De fato, o intervalo de valores absolutos de δ18

O obtido é

amplo, abrangendo quase todo o espectro da curva de variação secular, proposta por

Jacobsen & Kaufmann (1999), para o Neoproterozóico.

VI.2 FORMAÇÃO SERIDÓ

Apenas uma seção foi realizada na Formação Seridó neste estudo e está

representado pelo perfil SCM2 (Figura 37)

Perfil SCM2 (Serra do Cruzeiro da Maniçoba)

Diferentemente dos perfis da Formação Jucurutu, neste perfil da Formação seridó

não foi observado formações ferríferas bandadas (BIFs). Os valores de 13

C para

carbonatos desta seção variam de -4,22 a -2,88 ‰V-PDB. Valores de 18

O variam de

16,40 a 12,25‰V-PDB e a curva obtida não mimetiza a curva de 13

C (Figura 40).

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Figura 40. Quimioestratigrafia isotópica de c e O para o perfil SCM2

VI.3 ISÓTOPOS DE Cr

Isótopos estáveis de Cr em sedimentos químicos ricos em ferro (BIF‟s e Fe-cherts)

têm sido usados recentemente para averiguar-se a oxigenação da Terra na escala de tempo.

Frei et al. (2010) aplicaram sistematicamente isótopos de Cr (53

Cr) em carbonatos do

Ediacarano do Uruguai (Formação Polanco) e observaram que a curva de variação de 53

Cr

tende a seguir o mesmo comportamento da curva de 13

C. Análises de isótopos de Cr

foram realizados em BIFs subjacentes a carbonatos da Formação Jucurutu, na tentativa de

inferir-se o comportamento de 13

C nos BIFs.

Um dos testemunhos de sondagem da Mina do Bonito forneceu valores que muito

se aproximam daqueles exibidos pelas capas carbonáticas, com valores de 13

C entre -7 e -

5‰ que passam progressivamente a valores positivos até alcançar um patamar em torno de

+9‰. Alguns valores < -7‰ foram observados no primeiro metro de carbonato acima do

BIF e não sabemos se são valores primários. Analisando os BIFs confirma-se a suspeita de

tratar-se de uma capa carbonática com valores negativos para 53

Cr variando entre -0,13 e -

0,11‰ (Figura 41).

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Figura 41. Diagramas isotópicos dos testemunhos de sondagem BTO-38 e BTO78 (isótopos de Cr e isótopos de C)

Nos perfis da Serra da Formiga (SFORM, 2SFORM e 3SFORM), não mostram

valores negativos de 13

C na porção basal das rochas carbonáticas, porem os BIF‟s

mostram valores de 53

Cr entre -0,30 e -0,21‰ (Figura 42).

-0,5 -0,3 0

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80

Figura 42. Diagramas isotópicos para o perfil 3S.Form (isótopos de C e Cr).

Nos perfis de Riacho Fundo (CALRF e RIFUNDO) nota-se a mesma coisa com

valores positivos de 13

C para a capa carbonática e negativos de 53

Cr para os BIF‟s, sendo

o intervalo deste ultimo entre -0,42 e -0,16‰ (Figura 43)

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Figura 43. Diagramas isotópicos para o perfil CALRF e RIFUNDO (isótopos de C e Cr).

BIF‟s da fácies óxido Eoarqueano de Isua (W Groenlândia) mostram um mínimo

enriquecimento no isótopo de Cr leve (53

Cr = ~-0,15 permil). Da mesma forma BIFs da

fácies óxidos Neoaqueana (2,9Ga) de Black Hills (Dakota do Sul) exibe valores de 53

Cr

aproximadamente de -0.02‰ e BIFs com 2,7Ga do cráton Botswana-Zimbabwe

(Phithsane; Matsilodg) mostram valores de -0,11 a 0,50 permil. Esses valores levemente

negativos antecedem o Grande evento de oxigenação da Terra (GOE).

Nos três perfis discutidos o comportamento de 53

Cr nos BIFs versus 13

C na base

dos carbonatos apoiam a hipótese de que BIFs da Formação Jucurutu depositaram-se em

ambiente anóxico, provavelmente capeado por gelo, seguidos da deposição das capas

carbonáticas da Formação Jucurutu.

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82

VI.4 COMPORTAMENTO DE 87

Sr/86

Sr E 13

C E IDADES

A idade deposicional das rochas do Grupo Seridó ainda carece de estudos

geocronológicos complementares, apesar do foco geocronológico de diversos trabalhos nas

últimas décadas (Van Schmus et al., 1995; Nacimento et al., 2004). Em situações

complexas, como neste caso, onde a forte tectônica, metamorfismo de alto grau, a natureza

das supracrustais com predominância de rochas metassedimentares, dificultam sua datação

por métodos radiogênicos, como alternativa pode utilizar-se as razões 87

Sr/86

Sr e 13

C, e

curvas de variação secular para estimar a idade deposicional.

Figura 44. Diagrama de variação da razão 87Sr/86Sr vs 13C nos mármores do Grupo Seridó.

Os valores de 87

Sr/86

Sr das sequências carbonáticas do Grupo Jucurutu apresentam

valores no intervalo de 0,70705 a 0,7139 (Tabela 9). A Formação Jucurutu possui mínimo

de 0,70705 e máximo 0,70802, valores maiores são observados na Formação Seridó de

0,70769 a 0,71395. Nota-se que plotando 87

Sr/86

Sr x 13

C não há grande dispersão nos

valores para ambas as formações, mostrando apenas variação nos valores de 13

C (Figura

44).

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83

Tabela 9. Valores de 87Sr/86sr para os mármores do Grupo Seridó

Formação Seridó Formação Jucurutu

Amostra 87

Sr/86

Sr Amostra 87

Sr/86

Sr Amostra 87

Sr/86

Sr

SCM2 1 0,70795 2 S FORM 1 0,70766 BON 9 0,70743

SCM2 2 0,7079 2 S FORM 3 0,70705 BON 10 0,70741

SCM2 3 0,70781 2 S FORM 4 0,7075 OBC 1 0,70767

SCM2 4 0,70891 3 S FORM 8 0,70802 OBC 2 0,70751

SCM2 5 0,70794 BON 1 0,70745 OBC 3 0,70746

SCM2 6 0,708 BON 2 0,70742 OBC 4 0,70757

SCM2 7 0,70769 BON 3 0,70747 OBCD 1 0,70744

SCM2 8 0,70792 BON 4 0,70745 OBCD 2 0,70755

SCM2 9 0,70829 BON 5 0,70751 OBCD 3 0,7075

SCM2 10 0,70784 BON 6 0,7075 OBCD 4 0,70745

SCM2 11 0,71044 BON 7 0,70744 OBCD 5 0,70761

SCM2 12 0,71395 BON 8 0,70743 OBCD 6 0,70749

CAL RF 4 0,70771

CAL RF 5 0,70811

Apesar da aparente coerência dos dados, ressalta-se que a utilização das

razões 87

Sr/86

Sr como ferramenta de datação é problemática, uma vez que tem como

premissa que a curva proposta, e esta, não é bem acurada. Por exemplo, não se descarta a

possibilidade de as razões obtidas terem sofrido alterações decorrentes de processos

diagenéticos, como um aumento decorrente de um grande afluxo de água doce no

mar durante a deposição dos carbonatos (Zhao et al. 2009). Neste caso, poderia haver

um rápido aumento nas razões 87

Sr/86

Sr imediatamente após a todos os grandes

eventos glaciais, o que não é considerado na curva de Halverson et al. (2007), que

apresenta um largo intervalo de valores associado apenas à idade da glaciação Marinoana.

Por outro lado, se admitirmos as razões 87

Sr/86

Sr como primárias e

considerarmos corretas as correlações apresentadas com as curvas globais de δ13

C

e 87

Sr/86

Sr, os carbonatos estudados teriam sido depositados no Ediacarano com dois

intervalos situados entre 595Ma e 620Ma para a Formação Jucurutu e 575 Ma a 590 Ma.

para a Formação Seridó) após as glaciações Marinoano e Gaskiers (Figura 45).

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84

Figura 45. Curvas de variação Globais de C e Sr para o Neoproterozóico, segundo Hoffman et al. (1998) em (A),

Azmy et al (2001) e Melezhik et al (2001) em (B). Áreas em cinza Fm. Jucurutu, áreas em amarelo Fm. Seridó.

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85

_________________________________________________________________________

CAPÍTULO VII: CONCLUSÕES

_________________________________________________________________________

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86

As observações geológicas e geoquímicas feitas durante a realização deste estudo,

somadas ao conhecimento atual existente na literatura, permitiram evidenciar algumas

feições que contribuem para o entendimento das supracrustais metassedimentares

pertencentes ao grupo Seridó, assim concluímos que:

Levando em consideração que a aplicação dos métodos quimioestratigráficos em

sequências de mármores tem sido amplamente criticada, devido a prováveis mudanças na

assinatura isotópica durante o metamorfismo, avaliações de possíveis câmbios na

assinatura original dos protólitos dos mármores mostraram que: (a) as amostras de

mármores da Formação Jucurutu e Seridó preservam a assinatura isotópica original com

alteração nos valores de 13

C em poucas amostras, esta provavelmente resulta de reações

de descarbonatação. (b) Valores de 18

O, foram alterados como esperado, essa mudança

não é refletida na assinatura isotópica de C e Sr apoiado pela natureza inalterada dos

indicadores de elementos químicos (razões Mn/Sr e Rb/Sr).

Mármores da Formação Jucurutu caracterizam-se como mármores calcíticos puros

a impuros enquanto que, para a Formação Seridó predominam mármores dolomíticos. As

características texturais destes mármores são praticamente homogêneas, variando entre

sacaroidal e poligonizada, embora se registrem localmente pequenas variações.

BIFs representados por actinolita ou cummingtonita-itabirito e tremolita xisto,

recobrem grande parte da Faixa Seridó e até o momento só foram observados na Formação

Jucurutu, subjacentes às lentes de mármores.

Geoquímica de elementos terras raras infere que os BIFs da Formação Jucurutu

foram depositados em oceano anóxico com contribuição de soluções hidrotermais, seguido

da deposição de rochas carbonáticas em ambiente óxico, aparentemente de acordo com

ambiente pós-glacial, de deposição de capa carbonática.

Quimioestratigrafia isotópica de C para Formação Jucurutu, mostra valores que

muito se aproxima daqueles exibidos pelas capas carbonáticas, com valores de 13

C entre -

7 e -5‰ que passam progressivamente a valores positivos até alcançar um patamar em

torno de +9‰, acompanhadas por variações moderadas nos valores de 87

Sr/86

Sr (0,7074 a

0,7076) A Formação Seridó mostra valores de 13

C ao redor -4‰ seguidos por valores

positivos (~+9‰) e 87

Sr/86

Sr entre 0,7076 e 0,7081. Após comparar os valores isotópicos

obtidos com curvas de variação secular para o Neoproterozóico, foi inferida uma idade

entre 595Ma a 610Ma para a Formação Jucurutu e 575Ma a 590Ma para a Formação

Seridó, provavelmente depositadas após as glaciações Marinoana e Gaskiers.

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Associação de rochas observadas na área de estudo mostrou uma alternância de

depósitos de clima frio (BIFs e diamictitos) a muito quente (rochas carbonáticas),

apontando para condições paleoclimáticas extremas durante o Neoproterozóico. As

excursões negativas e positivas de δ13

C mostradas nos mármores foram atribuídas a

mudanças no ciclo do carbono condicionadas por eventos de glaciação, quando negativas,

estão relaiconadas a produtividade biológica reduzida. Com respeito aos valores positivos

o mais provável é alta taxa de soterramento de matéria orgânica no oceano. A existencia

dessas anomalias é uma forte evidência do degelo de uma “Terra bola de neve”. Valores

negativos de 53

Cr nos BIFs associados aos valores de 13

C nos mármores sugerem a

deposição dos mármores das Formações Jucurutu e Seridó como capas carbonáticas.

Finalmente, com este estudo, ficou mais uma vez a mostra de que a técnica de

medidas isotópicas de C, O e Sr constitui uma excelente ferramenta auxiliar na análise e

interpretação sobre o ambiente deposicional e paleoclima, mesmo em sucessões

carbonáticas submetidas a metamorfismo de alto grau (fácies anfibolito).

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