“QUIMIOESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS MESO E …€¦ · Ao Prof. Jorge Bossi, por sua...
109
“QUIMIOESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS MESO E NEOPROTEROZÓICAS DO TERRENO NICO PÉREZ: IDADE, AMBIENTE DE SEDIMENTAÇÃO E CORRELAÇÕES” Dissertação de Mestrado 2008
Transcript of “QUIMIOESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS MESO E …€¦ · Ao Prof. Jorge Bossi, por sua...
1
“QUIMIOESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS MESO E
NEOPROTEROZÓICAS DO TERRENO NICO PÉREZ: IDADE, AMBIENTE
DE SEDIMENTAÇÃO E CORRELAÇÕES”
Dissertação de Mestrado
2008
2
UNIVERSIDADE FEDERAL DE PERNAMBUCO
CENTRO DE TECNOLOGIA E GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
“QUIMIOESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS MESO- E
NEOPROTEROZÓICAS DO TERRENO NICO PÉREZ: IDADE, AMBIENTE
DE SEDIMENTAÇÃO E CORRELAÇÕES”
Autora:
Leticia Lourdes Chiglino Mendizábal
Orientador:
Alcides Nóbrega Sial
Orientador Externo:
Claudio Gaucher Pepe
Co- Orientadora:
Valderez Pinto Ferreira
Recife, Outubro 2008
3
LETICIA LOURDES CHIGLINO MENDIZABAL
Geóloga, Universidad de la República, Uruguai, 2006
“QUIMIOESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS MESO- E
NEOPROTEROZÓICAS DO TERRENO NICO PÉREZ: IDADE, AMBIENTE
DE SEDIMENTAÇÃO E CORRELAÇÕES”
Recife (PE)-2008
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geociências, Centro de Tecnologia e Geociências, Universidade Federal de Pernambuco, em 20 de outubro de 2008 em preenchimento parcial á obtenção do grau de Mestre em Geociências, área de concentração Geoquímica, Geofísica e Evolução Crustal.
4
M537q Mendizabal, Letícia Chiglino
Quimioestratigrafia de Sequências Meso-e Neoproterozóicas do Terreno Nico Pérez: idade, ambiente de sedimentação e correlações / Letícia Chiglino Mendizabal.- Recife: O Autor, 2008.
81 folhas, il : figs., gráfs.
Dissertação (Mestrado) – Universidade Federal de Pernambuco. CTG. Programa de Pós-Graduação em Geociências, 2008.
Inclui bibliografia e anexos
1. Geociências 2. Neoproterozóico. 3. Quimioestratigrafia 2. Terreno Nico Pérez. 1. Título
UFPE
551 CDD (22. ed.) BCTG/2008-135
5
6
estu
Dedico este trabalho a:
A minha família, minha mãe Susana, meus avós Nelly e Josecho, a meu tio José Luis, minhas irmãs Mónica e Gabriela, a Raúl e Ricardo .
A minha sobrinha Lucía que trouxe felicidade e paz para todos.
A Lalo que por o apoio constante e ensinar que é possível viver de outra forma
A meus amigos María José, Gabriela, Fabiana, Silvana, Juan, Gonzalo, Augusto, Renata, Margarida, Valberlandia, Ana, Bernardo, Mariza pela força.
Según dicen algunas antiguas tradiciones, él árbol de la vida crece al revés. El tronco y las ramas hacia abajo, las raíces miran al cielo. No ofrece sus frutos, sino su orígen. No esconde bajo la tierra lo más entrañable, lo más vulnerable, sino lo arriesga a la interperie: entrega sus raíces, en carne viva, a los vientos del mundo.
-Son cosas de la vida- dice el árbol de la vida.
Eduardo Galeano
7
AGRADECIMENTOS
Quero expressar meu especial agradecimento para:
A CAPES pela bolsa concedida durante este tempo que permito me dedicar a esta pesquisa.
A UFPE, Programa de Pós-Graduação em Geociências que abriu as portas para poder realizar este trabalho.
Ao Prof. Alcides Nóbrega Sial pela oportunidade de desenvolver este trabalho, amizade, confiança e paciência durante todo este tempo.
Ao Prof. Claudio Gaucher pelo incentivo e amizade desde o inicio da minha aventura na geologia e os conselhos para que este trabalho saísse bem.
A Profa.Valderez Pinto Ferreira por o apoio desde que chegue ,e pela preocupação e cuidado nas análises .
Ao Prof. Jorge Bossi, por sua participação nos trabalhos de campo e discução
Ao todo o equipe do Neg-Labise, a Vilma Sobral Bezerra e Gilsa M. de Santana pelo cuidado na realização de das análises.
A os professores do departamento de Geologia da UFPE: Profa. Lucía Mafra, Virgínio Marquez, Mariano Gorki pelo apoio.
A todas as pessoas que teve a oportunidade de conhecer em este tempo, que sempre acreditarem em mim e fizerem sentir de Recife minha casa.
MUITO OBRIGADO.
8
RESUMO
Novos dados quimioestratigráficos para duas unidades Mesoproterozoicas e uma
Neoproterozóica do Terreno Nico Perez somam-se a coluna estratigráfica do Uruguai. O
Grupo Carapé integrado pelas Formações: (1) Marco Los Reyes composta de calcário
puro, BIFS, arenito, mármores e anfibolito. Rochas carbonáticas desta Formação
apresentam valores máximos de δ13C de +5‰ e duas excursões negativas (-3,2 e -
2,3‰) e 86Sr/87Sr com valores entre 0.707 e 0.710 , sugerindo idade Neoproterozóica,
entre 600 e 680 Ma; (2) Mataojo composta de dolomitos calcíticos, meta-arenitos,
micaxistos, anfibolitos e gneisses. Apresentam valores de δ13C próximos a 0‰,
característica de rochas carbonáticas do Mesoproterozico.
O Grupo Parque UTE (GPU), uma seqüência metavolcano-sedimentar, é constituído da
base para o topo pelas Formações (1) Cañada Espinillo com rochas vulcânicas básicas;
(2) Mina Valencia com dolomitos brancos e puros, intercalados com dolomitos cinza e
níveis de calcarenitos e calciruditos (tempestitos); (3) Cerro del Mastilcom folhelhos
negros carbonáticos, intercalados com rochas calcárias cinza e piroclásticas ácidas. Os
valores de δ13C apresentam um plateu positivo entre 1 e 1,5‰ e duas excursões
negativas (-1 e -3 ‰) que sugerem idade Mesoproterozica, e que é coerente com dados
radiométricos de U-Pb em zircão de 1422 ± 21Ma dos riolitos do topo e idades de
1492 ± 21 Ma em gabros da base.
Este estudo confirma a importância do conhecimento da geologia do craton do Rio de
La Plata para a compreensão da evolução do Gondwna durante este intervalo de tempo
da história geológica da Terra.
Palavras Chaves: Meso-Neoproterozóico, Terreno Nico Pérez, Craton do Río de la Plata
9
ABSTRACT
New chemostratigraphic data are presented for two Mesoproterozoic and one
Neoproterozoic succession of the Nico Pérez Terrane in Uruguay. The Carapé Group is
made up of the following units: (1) Marco Los Reyes Formation, comprising pure
limestone and marble, banded iron formation (BIF), sandstone and amphibolite.
Limestones of this unit yielded maximum δ13C values of +5‰ PDB, and two negative
excursions (-3,2 and -2,3‰ PDB). 86Sr/87Sr ranges between 0.7070 and 0.7100,
suggesting a Neoproterozoic age between 600 and 680 Ma. (2) The Mataojo Formation
is made up of dolostone marble, metasandstone, micaschists, amphibolites and gneisses.
Carbonates yielded δ13C values around 0‰ PDB, which combined with available U-Pb
detrital zircon ages of 1.800 Ma, strongly suggest a Mesoproterozic depositional age.
The Parque UTE Group (PUG) is a volcanosedimentary succession which is made up,
from base to top, of: (1) Cañada Espinillo Formation, characterized by basic volcanics;
(2) Mina Valencia Formation, composed of light gray, pure dolostones on top of
calcarenites and calcirudites (storm deposits); (3) Cerro del Mástil Formation, made up
of black shales intercalated with grey limestones and acid lapilli-tuffs. δ13C values of
carbonates in the PUG show a positive plateu at 1 to 1.5 ‰ PDB, and two negative
excursions (-1 e -3 ‰). The obtained δ13C curve, along with U-Pb zircon ages of 1492
± 21 Ma and 1422 ± 21 Ma for –respectively- gabbros at the base and rhyolites at the
top of the PUG, is consistent with a Mesoproterozoic age for the unit.
The importance of Mesoproterozoic rocks in the Rio de La Plata Craton, until now
almost unknown, is highlighted by the present study. This, in turn, has important
repercussions for palaeogeographic models of Rodinia and Gondwana.
Keys Words: Meso-Neoproterozoic, Nico Pérez Terrane, Río de la Plata Craton
10
SUMARIO N° de Página
CAPÍTULO I – INTRODUÇÃO.......................................................................................1
1.1. Objetivos ....................................................................................................................1
1.1.1. Geral .......................................................................................................................1
1.1. 2. Específicos..............................................................................................................2
1.2. Contexto geográfico da área de trabalho....................................................................2
1.3. Localização da área de estudo....................................................................................2
CAPÍTULO II. MATERIAS E MÉTODOS.....................................................................5
2.1. Análise bibliográfica………………………………………………...........................5
2. 2. Trabalho de Campo...................................................................................................5
2.2.1Fotointerpretação. .....................................................................................................5
2.3. Trabalho de Laboratório.............................................................................................5
2.3.1Análises Petrograficas...............................................................................................5
2.3.2. Análises de isótopos e química mineral………………………..............................6
CAPÍTULO III. GEOLOGÍA…………………………………………………………....9
3.1.Generalidades………………………………………………………………………..9
3. 2. Antecedentes da área de estudo..............................................................................14
CAPITULO IV. LITOESTRATIGRAFÍA DA ÁREA DE ESTUDO...........................26
4.1. Carbonatos do Grupo Carapé...................................................................................26
4.2. Carbonatos do Grupo Parque UTE (ex- Grupo Lavalleja e Fuente del Puma)........33
11
CAPÍTULO V. QUIMIOESTRATIGRAFÍA...............................................................41
5.1-Fundamento Químico……………………………………………………………....41
5.2. Fracionamento Isotópico…………………………………………………………..42
5.3. Isótopos de Carbono , Oxigeno e Estrôncio............................................................43
5.3.1. Carbono…………………………………………………………………………43
5.3.2 Oxigênio………………………………………………………………………….45
5.3.4. Estrôncio…………………………………………………………………………45
5.4.1. δ13C……………………………………………………………………………...46
5.4.2.87Sr/ 86 Sr………………………………………………………………………….48
5.5Mudanças na composição isotópica original…………..............................................48
CAPÍTULO VI. ANALISES QUIMIOESTRATIGRÁFICO DE ISÓTOPOS DE C, O E Sr DAS UNIDADES EM ESTUDO.............................................................52
6.1. Grupo Carapé............................................................................................................52
6.1.1 Formação Marco de los Reyes................................................................................52
6.1.2.FormaçãoMataojo...................................................................................................58
6.2.Grupo Parque UTE....................................................................................................61
CAPÍTULO VII. DISCUSSÃO………………………………………………………66
CAPÍTULO VIII. CONCLUSÕES................................................................................74
BIBLIOGRAFIA............................................................................................................76
12
APÊNDICE.....................................................................................................................81
FIGURAS N° Página
Figura 1. Localização da área de estudo............................................................................4
Figura 2. a)MicroscópioPetrográfico, b)MoinhoOrbitalMa365........................................7
Figura.3. a)Linha de extração de CO2, b)Vista lateral do Espectrômetro de Massa SIRA
II, c)Vista da frente do Espectrômetro de Massa SIRA II, d) Equipamentode
FRXRigaku RIX 3000, e) Campanas do laboratório de troca iônica f) Vista geraldo
laboratório de troca iônica.................................................................................................8
Figura 4. Esquema geológico geral do Uruguai..............................................................11
Figura 5. Localização do Terreno Tandilia.(Modificado de Bossi et al 2005)................12
Figura 6.Localização da área de estudo no Terreno Nico Pérez. (Modificado de Gaucher
et al 2006)........................................................................................................................15
Figura 7. Litoestratigrafía e quimioestratigráfía da Formação Cerros Villalba (Gaucher
et al, 2006).......................................................................................................................16
Figura 8. Litoestratigrafía e Quimioestratigrafía do Grupo Mina Verdún.( Gaucher et al,
2007)................................................................................................................................18
Figura 9. Litoestratigrafía e Bioestratigrafía do Grupo Arroyo del Soldado (Gaucher et
al 2006)…………………………………………………………………........................21
Figura 10. Mapa geológico do Grupo Carapé.( Bossi et al, 2007)…………………….27
Figura 11. Perfil AIG 11 (34º 18´20.29´´S/ 54° 55´46.55´´) e AIG 12 (34° 18´31.4” S/
54° 56´02.6” W) da Formação Marco de los Reyes........................................................28
13
Figura 12. Perfil Lcñ2 ( 34° 33´ 57.34” S/ 55° 2´18.43” W) e PIR 45(34° 49’ 14.89” S/
55° 5’ 47.06”W) da Formação Marco de los Reyes........................................................29
Figura 13. Perfil FPU 136(34° 33’ 37.30” S/ 55° 11’ 15.22” W) e Lcñ (34° 31’ 55.75”
S/ 55° 6’20.17”W) da Formação Mataojo......................................................................32
Figura 14. Laminas petrográficas do perfil FPU 136: a) Níveis calcários (luz
naturax10), b) idem a. com luz polarizada, c) Presença do mineralTremolita (x10), d)
idem com luz polarizada..............................................................................................33
Figura 15. Perfil da Mina Valencia (Modificado de Midot 1984)...................................35
Figura 16. Calcários da Formação Mina Valencia: a) Perfil Val(luz natural10x), b)Vista
a detalhe com luz polarizada , c) Presença de filosilicatos no perfil
Val.(10x)..........................................................................................................................37
Figura 17. Esquema geológico e estratotipo do Grupo Parque UTE (34° 25’ 31.9” S/ 55°
11’ 30.11”W)...................................................................................................................38
Figura 18. Perfil FPU 11(34° 33’ 37.7” S/ 55° 17’ 05.5”W) e ANCAP N° 5 (34°
30’43.6” S/ 55° 10’ 54.6” W )do Grupo Parque UTE.....................................................39
Figura 19. Perfil FPU 144 (34° 33’ 59.36” S/ 55° 15.51’ 19” W) do GrupoParque
UTE.................................................................................................................................40
Figura 20. Relação entre carbono soterrado em sedimentos versus a composiçã isotópica
de carbonatos e matéria orgânica (Modificado de Knoll 2003)......................................44
Figura 21. Sistema oceano- atmosfera no ciclo do C......................................................46
Figura22. Curva global das relações isotópicas de carbono da água do mar. Modificada
de Khan et al., 1999……………………………………………………….....................48
14
Figura 23. Diagrama de Temperatura versus coeficiente de distribução (k) para Sr....49
Figura 24. Curva de rações de Sr/Sr na água do mar,.Jacobsen et al (1999)...................50
Figura 25. Diagramas de Derry et al (1992)....................................................................51
Figura 26.Diagramas de correlação geoquímica da Formação Marco de los Reyes.......53
Figura 27. Grupo Carapé-Formação Marco de los Reyes, Pedreira Bull Dog (PIR
45)....................................................................................................................................54
Figura 28.Grupo Carapé-Formação Marco de los Reyes, Pedreira Floridán.S.A (AIG
12)....................................................................................................................................55
Figura 29. Grupo Carapé-Formação Marco de los Reyes, Pedreira Los Portugueses
(AIG 11)..........................................................................................................................56
Figura 30. Grupo Carapé-Formação Marco de los Reyes, Pedreira Robaina
(Lcñ2)..............................................................................................................................57
Figura 31. Diagramas geoquímicos da Formação Mataojo.............................................58
Figura 32. Grupo Carapé-Formação Mataojo, Pedreira San Agustín
Lcñ3.................................................................................................................................59
Figura 33. Grupo Carapé-Formação Mataojo, Pedreira Piedrahita FPU 136.................60
Figura 34. Diagramas geoquímicos do Grupo Parque UTE............................................61
Figura 35.Grupo Parque UTE-Estratotipo (VAL, FPU 153,FPU 154)...........................62
Figura 36.Grupo Parque UTE- Pedreira FPU 11............................................................63
Figura 37. Grupo Parque UTE-Pedreira Negro Tamara (FPU 144)................................64
Figura 38.Grupo Parque UTE- Yacimiento ANCAP 5...................................................65
Figura 39. Localização quimioestratigráfica de la Formação Marco de los Reyes- Grupo
Carapé..............................................................................................................................66
Figura 40. Localização quimioestratigráfica de la Formação Mataojo- Grupo
Carapé..............................................................................................................................67
15
Figura 41. Localização quimioestratigráfica do Grupo Parque UTE.........................71
1
CAPÍTULO I – INTRODUÇÃO
O Terreno Nico Pérez (TNP) desde sua definição por Bossi & Campal (1992), tem sido
objeto de múltiplos estudos. O mesmo é parte do embasamento pré-cambriano do
Uruguai e junto com o Terreno Piedra Alta conforma parte do cráton do Rio da Prata. O
Terreno Nico Pérez caracteriza-se por unidades que vão desde o Arqueano ao
Cambriano, as quais apresentam um quadro litotectônico complexo. Das seqüencias
sedimentares descritas, existe um número importante que incluem carbonatos, das quais
o Grupo Carapé e o Grupo Parque UTE (ex - Grupo Lavalleja ou Formação Fuente del
Puma) são objeto deste trabalho.Ambas unidades são temas controvertidos para a
geologia do Uruguai, porque desde a definição das mesmas até hoje não existe um
acordo sobre a idade, como tampouco o ambiente de sedimentação. A partir deste
trabalho, obteve-se como principal resultado a definição da quimioestratigrafia do
Grupo Carapé e do Grupo Parque UTE, o qual permitiu precisar a idade e aprofundar o
estudo das diferentes unidades Meso e Neoproterozóicas do Uruguai, contribuindo desa
maneira, com o estudo das sequências sedimentares pré-cambrianas e a evolução
geológica para este período da história da Terra.
1.1. Objetivos
1.1.1. Geral
Definir a quimioestratigrafia isotópica (C, O, Sr) do Grupo Carapé e do Grupo Parque
UTE (ex Grupo Lavalleja), a partir das análises dos calcários presentes nestas unidades,
como ferramenta complementar, para determinar a idade das mesmas e o ambiente de
sedimentação.
2
1.1. 2. Específicos
1) Elaborar as colunas estratigráficas correspondentes às diferentes unidades em
estudo.
2) Coleta de amostras com a posição estratigráfica exata nas colunas levantadas.
3) Determinar as características geoquímicas dos calcários.
4) Determinação dos valores δ13C, δ18O e 87Sr/86Sr.
5) Elaborar as curvas de variação de δ13C, δ18O e 87Sr/86Sr e os correspondentes
comparativos, com os valores standard para cada uma das unidades supracitadas.
1.2. Contexto geográfico da área de trabalho
A República Oriental do Uruguai localiza-se ao SE da América do Sul, entre os
meridianos 30-35° de latitude S e os paralelos 53-58° de longitude W e abrange uma
superfície total de 176.215 km2. Está limitado ao norte por Brasil, ao E pelo Oceano
Atlântico, ao sul pelo Rio de la Plata e ao oeste com a Argentina. Politicamente é
constituído por 19 departamentos.
Caracteriza-se por uma paisagem de planícies e elevações suaves chamadas cuchillas,
com o ponto mais alto de 513m (Cerro Catedral).
1.3. Localização da área de estudo
A área de trabalho localiza-se entre o meridiano 34 °S e o paralelo 55°W, engloba os
departamentos de Lavalleja e Maldonado. As principais vias de acesso ao local são as
Rodovias Nacionais N° 8, N°12, N°60 e N°81. (Figura1)
Caracteriza- se por uma fisiografia de serras, com cotas entre 148 e 396 m sobre o nível
do mar. Apresenta uma importante rede de drenagem que recorta a área, representado
pelo Arroio Pan de Azúcar, Arroio Campanero Grande e Arroio San Francisco.
3
A maior densidade populacional localiza-se nas cidades de Minas e Pan de Azúcar, o
restante da área se caracteriza por pequenos povoados. A principal atividade econômica
é a pecuária e a atividade extrativa de calcários para a indústria do cimento portland e de
cal. Nos departamentos de Lavalleja e Maldonado localizam-se as principais
mineradoras: Artigas SA, ANCAP e Companhia Nacional de Cimentos.
4
Figura 3: Localização da área de estudo
5
CAPÍTULO II. MATERIAS E MÉTODOS
Para realizar este trabalho de pesquisa, foram cumpridas as seguintes etapas:
2.1. Análise bibliográfica
Compilação e estudo de antecedentes geológicos locais e regionais relacionados a área
de trabalho, como também a leitura de material científico específico (livros, artigos)
sobre o tema abordado nesta pesquisa.
2. 2. Trabalho de Campo
2.2.1 Fotointerpretação.
Estudo das fotos aéreas em escala 1: 20.000 da área de trabalho, para reconhecer
as estruturas e litologias que a caracterizam, com a finalidade de fazer um mapa
preliminar da região.
2.2.2 Elaboração do mapa geológico.
Nesta etapa, reconhecem-se as litologias no campo, relações espaciais e
genéticas, características estruturais, como também construção de colunas
estratigráficas das unidades em estudo. Também foi realizada a coleta de
amostras das litologias calcárias, para análises petrográficas e isotópicas.
2.3. Trabalho de Laboratório.
2.3.1. Análises Petrográficas.
Elaboração de lâminas delgadas, utilizando o método de laminação e polimento
standard, de Tucker (1989) e descrição petrográfica.
A partir deste estudo, realizou- se a seleção das amostras para análises químicas
e isotópicas, optando por aquelas que apresentavam menos evidências de
alterações.
As amostras selecionadas foram processadas nos laboratórios de laminação e
microscopia óptica dos departamentos de Geologia da Faculdade de Ciências
(Uruguai) e no NEG-LABISE da UFPE (Brasil). (Figura 2. a).
6
2.3.2. Análises de isótopos e química mineral.
As amostras selecionadas foram pulverizadas, utilizando um moinho de disco orbital
365 Ma do Laboratório de Preparação de Amostras (LPA), do departamento de
Geologia da UFPE. Separou-se 20 mg da amostra, os quais foram colocados em um
tubo para reagir com ácido ortofosfórico, a seguir colocados na Linha de Extração de
Carbonatos (Figura 3.a) para a retirada do ar e implantação do vácuo.
Depois desta etapa, a amostra foi colocada em “banho-maria”, a uma temperatura de
25ºC, dando início a seguinte reação:
5CaCO3 + 3H3PO4 → Ca5 (PO4)3 + 5CO2 +4H2O
Uma vez obtido o gás CO2, o mesmo foi analisado em um espectrômetro de massa
SIRA II da V.G. ISOTECH (Figura 3.b e c), onde desenvolvem- se as reações para o
fracionamento de oxigênio e permite a análise de δ13 C e δ18 O. O padrão de correção
utilizado é o BSC (Borborema Skarn Calcite), calibrado contra NBS-18 (carbonatito),
NBS-19(toilet seat limestone) e NBS-20 (Solenhofen limestone).
A partir dos valores de δ13 C, selecionou- se algumas amostras para análises químicas de
elementos maiores e traças, no Laboratório de Fluorescência de Raios-X, equipado com
a unidade Rigaku RIX 3000 XRF, com um tubo Rh. Com essas análises, determinou-se
a relação entre as modificações presentes nos valores de δ13 C e as modificações na
química mineral. Todas as amostras foram feitas no NEG-LABISE (Figura 3.d).
Realizou-se também a separação de Sr por cromatografia de troca iônica em amostras
de carbonatos no laboratório do NEG-LABISE (Figura 3 e 3f). Esse processo consta das
seguintes etapas:
(1) As amostras são tratadas com acetato de amônio, depois de 24 horas são
retirados 3ml e colocadas em um tubo eppendorf® para centrifugar três vezes
por três minutos.(2) O material é levado para secar, sem amostra é um carbonato
puro, este deve ser atacado com 3 ml de ácido acético a 4% e duplamente
centrifugado por três minutos, depois transferido para um frasco de teflon e
levado para secar. (3) Por último, a separação de Sr é feita através da dissolução
da amostra em uma coluna de teflon retrátil (5cm de altura e 3mm de diâmetro
interno) com uma resina trocadora de íons (Sr-SPEC), depois da dissolução dos
íons desnecessários, o Sr é coletado em ácido nítrico 2,9N. Essa fração diluída
7
com o Sr é levada para secar em uma lapada incandescente, e o pó obtido, è
enviado para análises isotópica no laboratório de Geocronologia da
Universidade de Brasília.
Figura 4: a) Microscópio Petrográfico, b) Moinho Orbital Ma 365
8
Figura.3.a)Linha de extração de CO2, b)Vista lateral do Espectrômetro de Massa SIRA IIc)Vista da frente do Espectrômetro de Massa SIRA II, d).Equipamento de FRX . Rigaku RIX 3000 e) Campanas do laboratório de troca iônica f) Vista geral do laboratório de troca iônica.
9
CAPÍTULO III. GEOLOGÍA
3.1. Generalidades
A geologia do Uruguai está representada por um embasamento pré-cambriano, exposto
principalmente ao Sul do território e o restante caracterizado por uma importante
cobertura Fanerozóica.(Figura 4)
O embasamento pré-cambriano está definido por quatro unidades tectono-
estratigráficas: Terreno Piedra Alta (TPA), Terreno Tandilia(TT), Terreno Nico Pérez
(TNP) e o Terreno Cuchilla Dionisio (TCD) (Bossi et al., 1998), separados entre sim
por zonas de cisalhamento de primeira ordem(Figura 4). Os mesmos se caracterizam
por:
• Terreno Piedra Alta
O Terreno Piedra Alta definido por Bossi et al.(1993), limitado ao leste pela mega-
transcorrência de direção NNW denominada Lineamento Sarandí del Yí- Piriápolis
(LSYP) (Bossi & Campal 1992) . O mesmo caracteriza-se por uma estrutura regional
em escamas tectônicas, com vergência ao sul, dentro do qual reconhecem-se três
cinturões, que de norte a sul são: Cinturão Arroyo Grande, Cinturão San José e Cinturão
Pando, intercalados entre sí por granitos de anatexia e migmatitos. Cada cinturão está
definido por uma seqüência metavulcâno-sedimentar e um complexo intrusivo de tipo
TTG.
As idades definidas para a evolução desse terreno são Paleoproterozóicas
(Transamazónico) entorno de 2000 Ma. Toda essa estrutura é recortada por um feixe de
diques básicos que se interrompem no LSYP, com flexão em direção regional N70E -
N60W. A idade definida para os diques corresponde a idades de cristalização K-Ar
1786±26 Ma em biotitas da encaixante contra o contato, e U-Pb em baddeleyita de 1790
± 5 Ma (Teixeira et al., 1999; Halls et al.2001).
10
• Terreno Tandilia.
Bossi et al.(2005) reportam a existência de uma faixa milonítica com direção N70E a E-
O, com 6km de largura e 100km de longitude que passa pela cidade de Colonia e
continua nas ilhas vizinhas do Río de la Plata, a qual pode associar-se a uma
transcorrência. As associações litológicas reconhecidas aos lados da faixa milonítica de
Colonia são nitidamente diferentes, ao norte se desenvolvem as unidades descritas
anteriormente como Cinturão Andresito e San José com intrusões associadas do tipo
TTG e idades 2050 ± 50 Ma e ao sul se localiza o Cinturão Pando e magmatismo pós-
tectônico tipo rapakivi. Os autores propõem que estas litologias ao sul assemelha-se
com a área de Tandilia que ao resto do Terreno Piedra Alta, isso leva a definir no Crato
do Río de la Plata uma nova unidade, o Terreno Tandilía(TT) formado pelo Cinturão
Pando no Uruguai e Tandilia na Argentina. A idade das transcorrências não foi
determinada, mas localiza-se entre 1.8 e 1.6 Ga já que corta os filões de microgabro
presentes no Terreno Piedra Alta de 1785±5 Ma. Na zona de Tandilia, os milonitos
aparecem recortados por diques básicos, cuja idade proterozóica é de 1588±11 Ma.
(Figura 5)
11
Figura 4. Esquema geológico geral do Uruguai
12
Figura 5. Localização do Terreno Tandilia.(Modificado de Bossi et al 2005).
• Terreno Nico Pérez
Terreno Nico Pérez (TNP) é definido por Bossi & Campal (1992), junto com TT
formam o Cratón del Río de la Plata definido por Almeida et al., (1971). O TNP
apresentam como limite O o LSYP e para o E a Zona de Cizalla de Sierra Ballena -
ZCSB (Gomez Rifas, 1995) que o separa do Terreno Cuchilla Dionisio. A geologia
13
deste terreno engloba unidades de idades Arqueanas até Cambrianas, com um arranjo
litotectônico complexo e muito discutido. No mesmo são reconhecidos vários eventos
de deformação em 3.1, 2.7, 2.1, 1.25 e 0.54 Ga (Bossi et al., 1998; Hartmann et al.,
2001; Bossi & Gaucher, 2004). Os dos eventos principais são: (1) relacionado à mega-
transcorrência LSYP (Campal et al., 1995) definida como uma cisalha dextral
mesoproterozóica associada à orogênia Grenvilliana , com idade K-Ar em muscovitas
cinemáticas de 1253±32Ma . Esse evento é responsável da flexão de todas as estruturas
observáveis na borda oriental do Terreno Piedra Alta, das quais, a mais evidente é o
arqueamento do feixe de diques del Río de la Plata, (2) O segundo evento está associado
à ZCSB produto da colisão do Terreno de Nico Pérez com o Terreno Cuchilla Dionisio,
em torno a 530 Ma (Bossi & Gaucher, 2004). A transcorrência de Sarandí del Yí-
Piriápolis foi reativada nessa etapa, mas com movimento sinistrai (Gaucher et al., em
prensa referências).
O TNP está intrudido por uma grande quantidade de corpos magmáticos de idades
diversas. Destacam-se principalmente: o Batolito de Illescas, formado por uma série de
plutões graníticos de afinidade rapakivi e cuja idade de cristalização Pb/Pb em circões
de 1785 Ma. (Larry Heaman en Campal & Schipilov, 1999), Granito El Renegado de
idade U-Pb em zircões de 1740 Ma. (Sanchez-Bettucci et al 2003), Batolito Puntas del
Santa Lucia de idade U-Pb SHRIMP de 633 Ma ±11Ma (Hartmann et al., 2002) e um
importante número de intrusões graníticas de idades em torno de 535 Ma, como são os
granitos Guazunambí de idade Rb-Sr 532 ±11Ma (Kawashita et al., 1999), Polanco
com idade Rb-Sr 548 ± 15 Ma e a Formação Sierra de las Animas, de idade
Rb-Sr 520 ± 5 Ma (Bossi et al., 1993; Figura 6).
• Terreno Cuchilla Dionisio.
Este terreno localiza-se ao oeste da Zona de Cizalla de Sierra Ballena (ZCSB;
Bossi & Campal, 1992), caracteriza-se por um embasamento metamórfico Paleo e
Mesoporterozóico, intensamente retrabalhado no Neoproterozóico. O mesmo é
intrudido por granitos syncolisionais e pós-orogênicos de idades entre 680- 550 Ma,
assim como um vulcanismo de idade entre 570-575 Ma. (Bossi & Gaucher, 2004).
Entende-se que a acreção desse terreno teve lugar aos 530 Ma por colisão tangencial,
produto de um dos tantos eventos ocorridos durante a amalgamação de Gondwana-W,
representado por á ZSCB e registros de reativação sinistrai de LSYP. A proveniência do
14
TCD ainda é discutida, idades modelo Nd(Tdm) e U-Pb em circões detríticos sugerem
afinidade com o continente Africano (Basei et al., 2001, 2005, 2008; Bossi &
Gaucher,2004; Gaucher et al., em prensa).
3. 2. Antecedentes da área de estudo
O Terreno Nico Pérez caracteriza-se por uma importante quantidade de unidades
calcárias de idade Pré - cambriano até Cambriana Inferior. As mesmas formam a base
de uma importante indústria de cimento e de cal, atualmente em expansão. Estas
unidades são: Formação Cerro de Villalba, Grupo Carapé, Grupo Mina Verdún, Grupo
Parque UTE(ex-Grupo Lavalleja e Fuente del Puma) Grupo Arroyo del Soldado.
(Figura 6)
• Formação Cerros de Villalba
Essa unidade definida por Gaucher et al.,(1996) integra uma sucessão meta-sedimentar
Neoarqueana que denomina-se informalmente como “Complejo Las Tetas” (CLT:
Hartmann et al.,2001), o mesmo está integrado da base ao topo por: (1) metapelitos e
quartzoarenitos; (2) 700m aproximadamente de dolomitos com estromatólitos que
caracterizam a Formação Cerros de Villalba; (3) intercalações de metapelitos -
metamargas-dolomitos; (4) quartzoarenitos cobertas por conglomerados de clastos
quartziticos.
A Formação Cerros Villalba caracteriza-se por presença de estromatólitos dómicos,
principalmente, e em menor proporção, estromatólitos planares e colunares. As
datações existentes para a mesma são idades Rb-Sr= 2001±117 Ma, Ro=0,699628, no
granito intrusivo Arroyo del Perdido; U-Pb SHRIMP em núcleos e recrescimentos
metamórficos de circões detríticos nos quartzoarenito , que definem idades de
depositação entre 2762±8 y 2721±7Ma ( Hartmann et al., 2001) . Os dados
quimioestratigráficos apresentam valores de δ13C entre +0.64 e -0.49 ‰, o qual sugere
uma idade Arqueano-Paleoproterozóica basal para a mesma (Gaucher et al.,
2006).(Figura 7).
15
Figura 6. Localização da área de estudo no Terreno Nico Pérez. (Modificado de Gaucher et al
2006)
16
Figura 7. Litoestratigrafía e quimioestratigráfía da Formação Cerros Villalba (Gaucher et al, 2006)
17
• Grupo Mina Verdún
Esse grupo define-se como uma seqüencia vulcâno-sedimentar marinha (Poire et al.,
2003, 2005; Gaucher et al., 2005, 2006, 2007) . Da base ao topo está formada por: (1)
riolitos da Formação Cerro de las Víboras, (2) pelitos e arenitos subordinados da
Formação Don Mario, (3) margas verdes da Formação La Toma, (4) calcários a
Conophyton da Formação El Calabozo, (5) dolomitos, margas e calcários da Formação
Gibraltar, e (6) margas verdes e piroclásticas ácidas da Formação Nueva Carrara.
(Figura 8)
A Formação El Calabozo é a unidade mais característica deste grupo e de maior
importância econômica (Poiré et al., 2005; Gaucher et al.,2007), já que os calcários que
a integram são objeto de exploração de empresas de cimento portland, nas cidades de
Minas e Pan de Azúcar. Esses calcários são principalmente estromatólitos, dominados
pelo morfogrupo Conophyton.
A idade do Grupo Mina Verdún é definida por Gaucher et al.(2007) como pré-
Ediacarense, de acordo com as associações estromatolíticas e dados
quimioestratigráficos, esses últimos com valores negativos δ13C -3.3‰ na base, e
valores positivos com um plateu no topo entorno a 2‰ (Figura 8). Essas características
estariam localizando a unidade no intervalo Mesoproterozoico tardío-Toniano (1300-
850Ma). Outro dado importante que deve- se considerar também, é que sobre este grupo
se apóia em discordância erosiva e angular, na Formação Las Ventanas (Midot, 1984;
Blanco & Gaucher, 2005; Gaucher et al., 2008). A mesma inclui três membros, que da
base ao topo são: (1)Membro La Rinconada composto por lavas basálticas e brechas
vulcânicas, (2)Membro Quebrada de Viera pacotes de conglomerados polimícticos e
arenitos subordinados, e (3)Membro El Perdido que são pelitos. Esta unidade
representam um ambiente continental, dominado por leques aluviais, que evoluem a um
ambiente marinho raso, com ocorrência de tempestitos. A idade desta formação está
determinada como Ediacarense inferior, entre os 630 e 580 Ma por Blanco &
Gaucher(2005) e Gaucher et al.(2008), ratificada pelas idades K-Ar de 615±30Ma
(Sánchez-Bettucci & Linares, 1996) e U-Pb de 590 ±2 Ma (Malmann et al.,2007 ) para
metabasaltos intercalados nessa unidade, a associação de microfósseis de parede
orgânica e que a mesma é intrudida por sienitos da Formação Serra de Animas, com
idades Rb-Sr de 520 ±5 Ma ( Bossi et al., 1993).
18
Figura 8. Litoestratigrafía e Quimioestratigrafía do Grupo Mina Verdún.( Gaucher et al, 2007).
19
• Grupo Arroyo del Soldado (GAS)
Definido por Gaucher et al (1996) e Gaucher (2000) como uma sucessão de plataformas
de margem passiva, conformada por intercalações de carbonatos, silicoclásticos, cherts
e formações de ferro bandadas. Da base ao topo, distinguem-se as seguintes unidades
(Figura 9):
a-Formação Yerbal: seqüência silicoclástica fina, estrato-decrescente, potência
máxima que alcança os 1500m com intercalações de areia e pelitos finamente
laminadas como litología dominante. Caracteriza-se pela ocorrência de fósseis
esqueletais como Cloudina reimkeae (Germs, 1972), Titanotheca coimbrae,
Waltheria marburgensis, Soldadotubulus siderophoba ( Gaucher & Sprechmann,
1999) e microfósseis de parede orgânica representados pela associação Bavlinella –
Soldadophycus ( Gaucher 2000).
b-Formação Polanco: é a unidade mais característica , está integrada ( em ordem de
abundância)por: ritmitos definidos pela alternância de níveis de calcários-dolomitos,
calcários puros que incluem tempestitos calcários e dolomitas finas, laminadas .
Essa unidade alcança potências máximas de 950 m.
c-Formação Barriga Negra: caracteriza-se por conglomerados, arenitos e pelitos
subordinadas. A mesma alcança potência de 1500m.
d-Formação Cerro Espuelitas: definida pela alternância de argilas negras e siltitos ,
BIF, cherts, brechas subordinadas e, em menor proporção níveis de carbonatos .
Alcança potências de aproximadamente 1200 m e caracteriza- se pela presença de
microfósseis, representados pela asociação Bavlinella – Soldadophycus ( Gaucher
2000).
e- Formação Cerros San Francisco: está definida principalmente por quartzo-
arenitos de grão fino a meio ou subarcosas.
20
f-Formação Cerro Victoria: é uma unidade calcária caracterizada por intercalações
de calcários micríticos e oolíticos na base, passando a calcários estromatolíticos no
topo.
O Grupo Arroyo del Soldado deposíta-se em discordância erosiva sobre o plutão Puntas
del Santa Lucía de idade U/Pb SHRIMP 633±12 Ma(Bossi et al., 2001) e é intrudido
pelo granito de Guazunambí com isócrona Rb-Sr 532 ± 11 Ma(Kawashita et al.,1999)
Também recobre de forma discordante ao Granito de Mangacha, com idade U-Pb SIMS
de 583 ± 8 Ma (Gaucher et al., en prensa). Em função dos dados geocronológicos e
associação de microfósseis esqueletais e palinomorfos definidos por Cloudina reimkeae
(Gaucher & Sprechmann, 1999) e Bavlinella faveolata (Gaucher, 2000; Gaucher et al.
1998, 2002, 2003), para este grupo, atribui-se uma idade Ediacarense superior
(Gaucher, 2000). Os dados de isótopos de O-C e Sr também conferem a idade
Ediacarense, por volta dos 570 Ma para a base do grupo (Gaucher, 2000; Gaucher et al.,
2004).
21
Figura 9. Litoestratigrafía e Bioestratigrafía do Grupo Arroyo del Soldado (Gaucher et al 2006).
• Grupo Carapé
Essa unidade foi objeto de estudos e de muita controvérsia desde sua definição por
Bossi (1963) até hoje (Bossi et al.1983; Bossi & Navarro 1991, 2001 ; Sánchez-Bettucci
et al., 1999, 2001, 2003; Rossini, 2002, Rossini & Aubet, 2000 ; Bossi & Navarro,
2001; Oyhantçabal et al., 2005; Mallmann et al ., 2006; Bossi et al., 2002, 2007).
Neste trabalho, adota- se a definição do Grupo Carapé segundo a concepção de Bossi &
Navarro (2001), com as modificações de Bossi et al.(2007), como uma unidade
22
litoestratigráfica definida por associações metamórficas de grau meio, formado por três
formações:
a- Formação Marco de los Reyes: integrada por formações de ferro bandadas,
calcários cinza e pobres em magnésio, micaxistos muscovíticos, quartzitos,
anfibolitos e gnaisses. Essa unidade caracteriza-se por uma importante atividade
intrusiva definida em duas etapas: a primeira foi desenvolvida depois do
metamorfismo e antes do dobramento, o qual determina que os sills-capa de
granitos sub-concordantes apresentem-se “boudinados”, devido à reologia
diferencial com os carbonatos da caixa. A segunda etapa, posterior ao
dobramento, é caracterizada pela presença de filões e plutões graníticos secantes.
As idades propostas na literatura para esses granitos estariam entre
Neoproterózico-tardio –Cámbriano.
b- Formação Mataojo: Caracteríza-se por dolomitas brancas, associadas com
metaarenitos, anfibolitos e xistos biotiticos, afetadas por granitos pós-tectônicos.
Datações U-Pb de circões detríticos em metaarenitos, apresentam populações
principalmente Arquenas (3.4 e 2.7 Ga) e Paleoproterozóicas (2.2 Ga) com idade
de circão mais jovem de 1780 Ma (Oyhantçabal et al.2005, Basei et al. 2006,
2008) para essa unidade. Portanto, a idade máxima dessa unidade é
Paleoproterozóico tardio.
c- Formação Edén: rochas metamórficas de grau médio a alto, anfibolitos, gnaisses,
alguns piroxenitos e migmatitos. As mesmas experimentaram esforços
tangenciais em sua borda oriental, o que provocou uma dobra de arraste com
concavidade para o N, com 4 km de raio de curvatura, produto do evento
tectônico associado com a Zona de Cizalla de Sierra Ballena-ZCSB (530Ma) .
O contato entre as três unidades é tectônico, o grupo localíza-se dentro do que Bossi et
al. (2007) definem como Escama Tectônica de Carapé (ETC). Dentro dessa unidade
tectônica também incluem- se o Complexo Granítico Carapé (Sanchez-Bettucci 1998),
o qual engloba uma grande variedade de granitos sin, tardi e post-tectônicos que
intrujem ao Grupo Carapé e El Granito del Renegado (Sanchez-Bettucci et al. 2003).
Bossi et al (2007) mostram que muitos dos granitos estão cavalgados sobre a Formação
23
Edén, e usam o nome “Granito El Renegado” para incluir todos os afloramentos
graníticos milonitizados cavalgados sobre as diferentes unidades da ETC, e considera a
idade U-Pb SHRIMP de 1754±7 Ma, determinada por Malmann et al.,(2007) como
idade de cristalização. Por outro lado, Sánchez-Bettucci et al.,(2003) define idades K-
Ar para diferentes corpos graníticos que integram o Complexo Granítico Carapé da
seguinte forma:
Granitos alcalinos pós-colisionais 572±2- 571±10 Ma.
Granitos tardi e pós-tectônicos 609±25 - 498±37 Ma.
Granitoides sin- orogênicos 546±30 Ma.
Granitos pré-orogênicos 572±30 Ma.
As análises dos elementos terras raras apresentado por Bossi et al.(2007) para esses
mesmos granitos, definem que os corpos se diferenciam em dois grupos, que não
coincidem com os sin e tardi orogênicos definidos anteriormente. Determina que os
granitos sinorogénicos sejam afetados por tectônica cambriana e que os tardi e pós-
orogênicos são os mais distantes das megatranscorrências.
Os limites da escama tectônica Carapé são: ao E com o Grupo Lavalleja pela importante
cavalgadura Puntas del Pan de Azúcar (Oyhantçabal et al., 2001), com direção SW onde
instalaram-se granitos de tipo “S” e obtiveram idades K/ Ar em moscovitas de 571±
11Ma.(Cingolani em Bossi & Navarro 2001), e a oeste limita com a Zona de Cizalla de
Sierra Ballena.
Dada a grande complexidade tectônica da área e dados geocronológicos, que vão desde
o Mesoproterozóico ao Cambriano. É difícil dar-se uma localização estratigráfica
precisa do Grupo Carapé.
24
• Grupo Lavalleja (ex-Fuente del Puma).
Desde a definição dessa unidade por Bossi (1966) até Bossi & Navarro (1991), a mesma
incluía um conjunto de metamorfitos de baixo grau, que incluía unidades
metassedimetar com carbonatos (principalmente dolomitos), níveis silicoclásticos finos
(metamargas, pelitos, filitos e arenitos as vezes, de composição arcosica), intercaladas
com metavulcânicas, principalmente basaltos, gabbros, andesitos e em menor
proporção, dacitas e riolitos. As rochas vulcano-clásticas representadas são brechas e
conglomerados compostos por clastos, em sua maioria de dacito ou basalto, com matriz
cloritizada e piroclásticas, principalmente tufos. Assumia-se que o Grupo Lavalleja
constituía uma faixa contínua em direção NNE, desde a localidade de Parao no
Departamento de Cerro Largo, até a cidade de Minas, no Departamento de Lavalleja,
em contacto tectônico ao oeste com a Formação Sierra de Animas e ao este com o
Grupo Carapé. (Figura 5).
Gaucher et al (1996, 1998), definem o Grupo Arroyo del Soldado incluindo as unidades
metassedimentar representadas no Departamento de Treinta y Tres e Cerro Largo, ao
norte da cidade de Minas, que anteriormente se definiam como Grupo Lavalleja. Essa
nova unidade, junto com a definição de Campal & Schipilov (1997), do Complejo
Metamorfico Grenvilliano para as litologías ao este da cidade de Zapicán, Departamento
Lavalleja também definidas para o Grupo Lavalleja, levam a Bossi et al.(1998) a
eliminar o Grupo Lavalleja e propor a definição do Grupo Fuente del Puma, término
definido pela primeira vez por Midot(1984), como Serie Fuente del Puma. Nessa nova
definição, incluía-se as litologías definidas por Bossi et al.(1991), aflorantes ao sul da
cidade de Minas.
Sanchez Bettucci et al.(1999,2001)e Oyhantçabal et al.(2005), propõem manter o
Grupo Lavalleja composto por três unidades: Formação Minas, que seria o equivalente
ao Grupo Arroyo del Soldado de Gaucher et al (1996, 1998) , Formação Fuente del
Puma, com as litologías de Grupo Fuente del Puma de Bossi et al (1998) e a Formação
Zanja del Tigre, com as litologías para e orto derivadas do Grupo Carapé de Bossi et
al.(1998) agrupando os granitos, granodioritas , migmatitos e milonitos em uma nova
unidade, denominada Complexo Carapé.
25
Os contínuos trabalhos no entorno da cidade de Minas até a cidade de Pan de Azúcar
por diferentes pesquisadores, forneceram as bases para Poire et al. (2003, 2005) e
Gaucher et al .(2004, 2006) a definir o Grupo Mina Verdún. Oyhantçabal et al (2001) e
Gaucher et al.(2004) reconheceram litologías do Grupo Arroyo del Soldado na área
Minas-Pan de Azúcar, até o momento consideradas como características do Grupo
Lavalleja o Grupo Fuente del Puma.
As idades existentes para o Grupo Lavalleja são: 1208± 10 Ma em metabasaltos, idades
Pb-Pb entre 1200-1500 Ma em minerações de galena(Garau em Bossi & Navarro,
2001), Sanchéz –Bettucci et al.(2003) apresentam idades U-Pb em circões detriticos e
rutilos de até 670 Ma. Por outra parte, datações U-Pb em zircão de 1429±21 Ma para
riolitos intercalados na seqüência e 1492 ±4 Ma para metagabbros forem apresentados
por Oyhantçabal et al.(2005). Esse conjunto de idades estaria definindo uma idade
Mesoproterozóica para esta unidade.
Mallmann et al(2006,2007) define o Complexo Metamórfico Lavalleja, como uma
seqüência vulcano-sedimentar, com aproximadamente 20 km de largura e 60 km de
longitude de direção geral NE, que aflora ao sudeste do Terreno Nico Pérez. Nessa
unidade, os autores incluem litologías que são parte da definição do Grupo Lavalleja de
Sanchez-Betucci et al. (2001), como também do Grupo Fuente del Puma de Bossi et al.
(1998). Determinando uma idade em função das relações de campo e datações
principalmente K-Ar entre Arquenas e Neoproterozóicas.
26
CAPITULO IV. LITOESTRATIGRAFÍA DA ÁREA DE ESTUDO.
Como foi visto no capítulo anterior, existem duas unidades: Grupo Carapé e Grupo
Parque UTE (ex Lavalleja e Fuente del Puma), que são fundamentais para entender a
evolução geológica do Terreno Nico Pérez e apresentam uma importante quantidade de
dados de idades entre Meso e Neoproterozoíco. Por esse motivo selecionarão- se as
unidades calcárias, para conseguir através do estudo geoquímico e isotópico, um
entendimento melhor no que se refere ao ambiente de depositação e localização
estratigráfica mais precisa.
Para este estudo revelou-se um total de 12 seções das quais levantaram -se os perfis
correspondentes e coletarem amostras para análises químicas de elementos maiores,
estudos petrográficos e isotópicos de C, O e Sr.
4.1. Carbonatos do Grupo Carapé
Os carbonatos do Grupo Carapé estão representados pela Formação Marco de Los
Reyes e Formação Mataojo. (Figura 10)
• Formação Marco de Los Reyes
Realizou-se o estudo detalhado nas seguintes pedreiras: Robaina (LCÑ2), Los
Portugueses(AIG11), FloridánS.A (AIG12) e Mauro Cal (MC) localizadas no
Departamento de Lavalleja e Cantera Bull Dog (PIR45), essa última no Departamento
de Maldonado. Atualmente todas as pedreiras estão em exploração.
Os carbonatos da Formação Marco de los Reyes, desenvolvem-se em corpos com
mergulho sub-verticais, com potência máxima de 164 m na pedreira Bull Dog-COMSA.
A partir dos perfis elaborados (Figuras 11 e 12) e análises químicas, pode- se determinar
as litologías dessa unidade como calcários puros, de coloração cinza a negras, de grão
fino, com presença de níveis margosos .Os carbonatos encontram-se ás vezes
intercalados com níveis centimétricos de arenitos quartzosas brancos, finos, as vezes
boudinados. Observa-se nessa seqüência a presença de estratificação cruzada e
estruturas do tipo hummocky.
27
Figura 10. Mapa geológico do Grupo Carapé.( Bossi et al, 2007)
28
Figura 11. Perfil AIG 11 (34º 18´20.29´´S/ 54° 55´46.55´´) e AIG 12 (34° 18´31.4” S/ 54°
56´02.6” W) da Formação Marco de los Reyes
29
Figura 12. Perfil Lcñ2 ( 34° 33´ 57.34” S/ 55° 2´18.43” W) e PIR 45( 34° 49’ 14.89” S/ 55° 5’
47.06”W) da Formação Marco de los Reyes.
30
Desde o ponto de vista geoquímico apresentam valores entre 58-97% de CaCO3 e entre
0.77-7.77% de MgCO3 , o restante está representado principalmente por SiO2 . A
concentração de Sr é alta , que alcança valores de até 3056 ppm.
Petrográficamente são calcários com aproximadamente 90 % de minerais carbonáticos e
um 10 % de terrígenos (principalmente biotita, quartzo e algums opacos). O tamanho
de grão dos carbonatos no passa os 2mm, bem selecionadas e contatos retos o triples
entre os cristais.A laminação plano-paralela é devido à alternância entre níveis ricos em
partículas de carbonato calcítico e filosilicatos.
Em todas as áreas relevadas observa-se os carbonatos intrudidos por granitos sub-
concordantes, que caracterizam-se por estar “boudinados”, os mesmos alcançam desde
decímetro a alguns metros de largo, são leucócratas e com de tamanho de grão grosso
(pegmatitos em parte). Em alguns locais os calcários apresentam microdobramento.
A associação litológica tipo está definida na Cañada de la Mina e que de W a E é
formada por (Bossi et al., 2007):
-200 m de micaxistos moscuvíticos de direção N30E mergulhos verticais.
- 30 m de calcários cinza com “boudines” graníticos.
-150 m de micaxistos a duas micas.
-600 m de gnaisse micáceo de grão fino.
• Formação Mataojo.
Para esta unidade relevarem-se afloramentos de duas pedreiras, Piedrahíta (FPU 136) e
San Agustín (LCÑ3) localizadas no departamento de Lavalleja.(Figura9). Os carbonatos
desta unidade caracterizam-se por ser dolomíticos, de grão médio, brancos com textura
massiva. Com intercalações de níveis dessimétricos de arenitos e pelitos. Os arenitos
são finos, brancos de composição quartzosa com gradação normal, ripples assimétricos,
estratificação cruzada e tipo hummocky, o qual permite determinar o topo para o NE na
secção relevada na Cantera Piedrahíta (FPU 136). (Figura 13).
31
Os carbonatos alcançam uma potência máxima de 100m na Pedreira Piedrahíta e
apresentam mergulhos entre 20 e 50º. Geoquimicamente caracterizam-se por uma
composição entre 55-60 % de CaCO3 e entre 50-43% de MgCO3, o restante
corresponde-se principalmente a SiO2.
Petrograficamente, observa-se quase um 100% de partículas carbonáticas, com textura
tipo mosaico, contactos netos e triples entre os cristais e com tamanho de grão que varia
de médio a médio grosso. Observa-se a presença de tremolita em seções delgadas da
Pedreira Piedrahíta (FPU 136). Em função da mineralogia e da textura esses carbonatos
definem-se como dolomítas marmóreas. (Figura 14).
A associação litológica dessa unidade é proposta de Bossi et al.,(2007), e está integrada
de W a E por:
- 5m de metaarenitos, de grão fino a médio, brancos
-50m de paragnaisses de grão fino com muscovita
-5 m de anfibolitos
-60 m de paragnaisses
-5 m de anfibolitos
-100 m de paragnaisses
-50 m de mármores dolomiticos com direção EW, atravessados por filões de microgranitos
-10 m de dolomías anfibólicas
-10 m de anfibolitos
-10 m de micaxitos a duas micas.
O contato entre as formações Marco de los Reyes e Mataojo provavelmente é
tectônico, como observa- se na Cantera Robaina (Bossi, et al., 2007), onde encontra-
se a Formação Mataojo por cima da Formação Marco de los Reyes.
32
Figura 13. Perfil FPU 136(34° 33’ 37.30” S/ 55° 11’ 15.22” W) e Lcñ3 (34° 31’ 55.75” S/ 55°
6’20.17”W) da Formação Mataojo.
33
Figura 14. Lâminas petrográficas do perfil FPU 136: a) Níveis calcários (luz natural x10), b) idem a. com luz polarizada, c) Presença do mineral Tremolita (x10), d) idem c) luz polarizada.
4.2. Carbonatos do Grupo Parque UTE (ex- Grupo Lavalleja e Fuente del Puma).
Foram levantadas quatro seções: Pedreira Negro Tamara (FPU 144), Pedreira FPU11,
Parque UTE (inclui Mina Valencia) e ANCAP-N°5, todas atualmente fora de atividade,
localizadas ao sul da cidade de Minas no Departamento de Lavalleja. Os carbonatos
analisados nos diferentes perfis são parte de uma nova unidade litoestratigrafica
definida neste trabalho como Grupo Parque UTE (GPU).
Para esta unidade, deve-se destacar o trabalho proposto por Midot (1984; Figura 15) na
Mina Valencia, que junto com as analises realizados permite apresentar ao seguinte
associação litológica para a área (de base a topo):
34
rochas vulcânicas básicas
dolomítos xistosos
dolomítos brancos, ás vezes silicificadas e com mineralizacões de Pb-Zn
calcários e dolomitos marrões, clásticos, os quais Midot (1984) propõe que
intercalam- se com níveis de tufos ácidos
dolomitos brancos massivos puros, que constituem os níveis explorados (99.9 %
dolomita)
folhelos negros, ricos em matéria orgânica
calcários dolomíticos cinzas
pizarras negras e metamargas com intercalações de tufos ácidos
35
Figura 15. Perfil da Mina Valencia (Modificado de Midot 1984)
Estas litologías anteriormente descritas definem o Grupo Parque UTE (GPU), propõe-
se dividir o mesmo em três Formações, que de base a topo são: Cañada Espinillo, Mina
Valencia e Cerro del Mástil , cujo estratotipo localiza- se no Parque UTE nas
coordenadas 34° 25’ 43.7” S/ 55° 11’ 13.5”W, com aproximadamente 360m de
potência exposta.
Formação Cañada Espinillo: Caracteríza-se pela presença de rochas vulcâno-clásticas
cinza, de tamanho médio, laminadas com potência de 20 m. Encontram-se em contato
com um espesso pacote de metabasaltos (prasinitos) e metagabbros, como expõe-se no
corte da Cañada Espinillo com a Rodovía N° 60 (Midot, 1984). Entre esse ponto e o o
36
Parque UTE encontra-se o estratotipo da formação. Essa unidade é representada
também nos perfís de Mina Valencia, Pedreira FPU 11 e, possivelmente, em FPU 144,
onde intercalam-se para o topo, com calcários dolomíticos. (Figuras 17, 18 e19)
Formação Mina Valencia: Concordante e por cima da unidade anterior ocorrem
dolomitas e calcários cinza, finos com intercalações de níveis de calciruditos e
calcorenitos cinza, com estratificação cruzada tipo hummocky, por tanto tempestiticas
(Figura 17). Para o topo passa á dolomitos cinza claro puros, com tamanho de grão
fino, massivos, com potência máxima de 70 metros e mergulho vertical que constituem
os níveis explorados na Mina Valencia, que são o estratotipo desta unidade.
Geoquimicamente caracterizam-se por apresentar entre 45-60% de CaCO3 e 32-55% de
MgCO3 e o restante representado por SiO2.
Petrograficamente, os carbonatos apresentam 85 % de dolomita e uns 15% entre clastos
de quartzo, filosilicatos e alguns opacos. O tamanho das partículas de 2mm, observa-se
laminação composicional, por alternância de níveis muito finos de filosilicatos e níveis
que ás vezes, alcança até 0.5 cm das partículas de carbonatos e alguns grãos de quartzo,
bem selecionados e com contatos netos (Figura 16). As amostras coletadas para o topo,
petrograficamente caracterizam-se por 95 % de partículas calcárias e uns 5% entre
filosilicatos e opacos. Os níveis calcários caracterizam-se por tamanhos de grão médio,
massivos e textura em mosaico.
Esta unidade é a mais representativa do GPU e é possível observar também nas
pedreiras FPU11, FPU 144 e ANCAP N°5. (Figuras 18 e 19).
Formação Cerro del Mástil: Localiza-se ao topo da seqüência,e observam-se níveis de
arenitos, médias, quartzosas com potência aproximada de 5m, por cima desse nível,
pelitos negros, carbonosos. O perfil continua com um nível de 80 m aproximadamente
de calcários dolomiticos cinza, em contato com outro pacote de pelitos negros,
laminados de 20 m aproximadamente. A seqüência culmina com um nível tufos ácidos,
de tamanho de grão médio e fenocristais de quartzo β, com 2m aproximadamente de
potência (figura 17).
Geoquimicamente os carbonatos caracterizam-se por valores 54-86% de CaCO3, entre
3-28% de MgCO3 e o resto representado por SiO2., classifica-se por tanto como
calcários dolomíticos.
37
O estratotipo da Formação Cerro del Mástil está localizado no morro de nome
homônimo, entre o borde da Mina Valencia e o topo do morro. A mesma também está
representada na pedreira FPU 11 e possivelmente na FPU 144 (Figuras 18 e19)
O Grupo Parque UTE encontra-se em contato tectônico com o Grupo Carapé para o
Este (Lineamento Puntas del Pan de Azúcar: Oyhantçabal et al.,2001), e com o Grupo
Arroyo del Soldado ao Oeste.
Figura 16. Calcários da Formação Mina Valencia: a) Perfil Val(luz natural10x) , b) Vista a detalhe com luz polarizada , c) Presença de filosilicatos no perfil Val.(10x)
38
Figura 17. Esquema geológico e estratotipo do Grupo Parque UTE (34° 25’ 31.9” S/ 55° 11’
30.11”W)
39
Figura 18. Perfil FPU 11(34° 33’ 37.7” S/ 55° 17’ 05.5”W) e ANCAP N° 5 (34° 30’43.6” S/
55° 10’ 54.6” W )do Grupo Parque UTE
40
Figura 19. Perfil FPU 144 (34° 33’ 59.36” S/ 55° 15.51’ 19” W) do Grupo Parque UTE.
41
CAPÍTULO V. QUIMIOESTRATIGRAFÍA.
A quimioestratigrafia ou estratigrafia química estuda as variações químicas entre as
sequências sedimentares. Permite determinar mudanças ambientais, locais, regionais e
globais, relacionando variações na química da rocha com mudanças de ambientes donde
os sedimentos depositarem-se .
No ano 1986, a Nature publica três artigos, onde apresentam-se pela primeira vez dados
estratigráficos coerentes, de variação secular de isótopos de C em carbonatos e matéria
orgânica, associados á bacias Neoproterozóicas e Cambrianas. Isso permitiu ver a
quimioestratigrafia como uma nova ferramenta complementária de correlação. Hoje em
dia, essa técnica é amplamente aceita, refletindo importantes mudanças globais, na
química dos oceanos, ao longo da história da Terra.
5.1-Fundamento Químico.
Estudos da abundância e distribuição de isótopos na natureza, tornou- se uma parte
integral da geologia. O término isótopo foi proposto por F.Soddy em 1913, para definir
elementos que diferem na massa atômica, mas com igual número atômico, ocupando o
mesmo lugar na tabela periódica. Esse conceito, de que alguns elementos poderiam estar
constituídos por misturas de átomos, com diferentes pesos, já havia sido proposto por
Thomson (1912), quando procurava conferir o valor do peso do neon , utilizando a
técnica de espectrografia, equivalente hoje em dia à espectrometria de massas. Apartir
dessas análises determinoe-se três classes de átomos de neon, com idêntica natureza
química e iguais espetros ópticos com distinta massa, o que permitiu- lhe concluir que,
esse elemento seria uma mistura de três néons diferentes e que o peso atômico seria a
media dos três valores.
Desde o experimento de Thomson até hoje em dia, tem-se demonstrado que quase todos
os elementos se compõem de uma mistura de isótopos. É necessário compreender então
que as matérias não só se encontram distribuídos nos 90 elementos naturais, como
também nos correspondentes 1300 átomos. A importância deste descobrimento é que,
compostos que são quimicamente indiferenciados, podem diferenciars-se
isotopicamente e assim dar informações sobre gênesis e processos evolutivos. Dos 1300
átomos conhecidos na natureza, 274 aproximadamente, são estáveis. Considera-se um
42
núcleo estável quando o mesmo não se desintegra de forma espontânea, transcorrido um
intervalo de tempo, não apresenta atividade radiativa apreciável. Os isótopos estáveis
mais utilizados em estudos geoquímicos são: H, C, N, O, S e Sr. Esse último, produto
do decaimento radiogênico do Rb. Para este trabalho são analisados e discutidos os
valores dos isótopos de C, O e Sr .
5.2. Fracionamento Isotópico.
A relação em que se distribuem os isótopos estáveis entre duas fases coexistentes A e B,
denomina-se fator de fracionamento (α), sendo α= RA / RB, donde RA e RB, as reções
isotópicas em cada espécie.
Os efeitos isotópicos que favorecem o fracionamento, produze-se como conseqüência
de que algumas propriedades termodinâmicas dos compostos dependem das massas dos
átomos que os compõem. A energia interna de uma molécula em um gás, compõe-se da
contribuição energética translacional, rotacional e vibracional, em seu movimento
relativo a outros átomos de gás. Em um sólido o líquido, o componente energético
predominante é a freqüência vibracional dos enlaces entre o átomo e os ligandos
adjacentes. A freqüência vibracional de uma molécula é inversamente proporcional a
sua massa, dois isótopos estáveis de um elemento leve estão distribuídos aleatoriamente
em moléculas da mesma sustância, a freqüência vibracional associada com os enlaces
do isótopo leve será maior que a associada a enlaces com o isótopo pesado. Como
conseqüência, os enlaces formados com o isótopo leve são mais débeis e fácies de
quebrar que aqueles formados com o isótopo pesado.
Os processos que favorecem o fracionamento são: evaporação ,condensação,
cristalização, fusão absorção, difusão e termo-difusão. Dentro dos processos físicos–
químicos a evaporação e condensação apresentam o maior interesse e importância para
a geoquímica.
Existem várias maneiras de expressar a composição isotópica de uma amostra, a mais
utilizada é denominada δ e se define como: δ= (Rx – Rstd / R std ) 1000 ‰ (partes por
mil) donde Rx e a relação molar entre o isótopo pesado e leve da amostra e R std é a
referencia ou padrão. Os padrões internacionais têm uma importância fundamental dado
43
que definem convencionalmente, o valor δ= 0 (que não significa que esteja ausente o
isótopo pesado), frente ao qual compara-se ao resto das relações isotópicas. Pelo qual,
para valores positivos de δ, significa que o material está enriquecido no isótopo pesado
com respeito ao padrão, do mesmo modo, sem o valor é negativo, é que está
empobrecido no isótopo pesado.
5.3. Isótopos de Carbono , Oxigênio e Estrôncio.
Os diversos trabalhos de Craig (1953), Epstein (1953), Degens et al.(195,1958) e
Cleyton & Degen (1959), marcam o início do uso de análises isotópicas de carbono e
oxigênio em carbonatos, como um novo parâmetro geoquímico.
5.3.1. Carbono. O carbono (C) é um dos elementos mais comuns do Universo. Na Terra, ocorre no
manto e na crosta, como também na atmosfera, biosfera e hidrosfera. Em seu estado
reduzido é encontrado no carbono mineral, em seu estado oxidado, é encontrado em
compostos orgânicos e espécies inorgânicas, tal como dióxido de carbono, íons de
carbonato em soluções aquosas e minerais calciticos.
Esse elemento caracteriza-se por número atômico (Z)= 6 e peso atômico 12.011 e
apresenta dois isótopos estáveis, 12 C (98.9 %) e 13C(1.1%). A razão isotópica se
expressa como:
δ 13C(‰)= ( 13C/ 12C) m – ( 13C/ 12C)std x 103
(13C/ 12C)std
O valor padrão utilizado nas análises isotópica de carbono 13C/12C é PDB =
0,0112372±0,000009 (Standard Chicago, Belemnitella americana, Peedee Formation,
Cretaceous, South Carolina- USA.) sendo este o valor obtido do gás CO2 , produzido
pela reação do calcário dessa unidade com ácido fosfórico 100%. O problema desse
padrão é que não é muito disponível, por esse motivo existem outros de boa qualidade,
que tem substituído o original (NBS-18, NBS-19 e 22, IAEA-CH-6, etc).
Os carbonatos e a biosfera constituem os reservatórios de carbono mais importantes,
com processos de fracionamento isotópicos diferentes. Nos compostos orgânicos é a
fotossínteses o processo dominante, donde é assimilado um CO2 empobrecido de 13C, o
44
que leva a uma sinterização do material orgânico enriquecido em 12C. Nos carbonatos, o
enriquecimento de 13C é provocado por efeitos da troca química no sistema: [CO2
atmosférico – HCO3 dissolvido - CaCO3] ,sendo esas matérias, capazes de refletir a
tendência da razão de δ 13 C da água do mar, no momento da precipitação.(Figura 20).
Na figura 20 apresentada por Knoll et al. 1999(Figura 20), representa a relação entre
carbono soterrado em sedimentos e a composição isotópica de carbonatos e matéria
orgânica. Indica que, sem considerarmos que tudo o carbono que entra no sistema da
superfície da Terra deriva do manto e tem valores de 13C próximos a -6‰, se todo esse
carbono do sistema fosse depositado como carbonato, os valores de 13C também seriam
-6‰, igual a que se fossem depositados todos como matéria orgânica. Na realidade, o
carbono presente nos sedimentos è uma mistura de carbonato e matéria orgânica e a
composição isotópica de cada um diferente. Hoje em dia, o carbono soterrado em
sedimentos está representado por um 81% em carbonatos e um 18 % como matéria
orgânica, e os valores de 13C variam entre 0‰ e -28‰ respectivamente. Ao longo da
historia da Terra, esses valores sofreram modificações, se considerarmos a idade de
2200 Ma, os valores de 13C em carbonatos era +8‰ e em matéria orgânica perto de -20
‰. Isso indicaria que durante esse intervalo, a taxa de carbono orgânico soterrado
coincide com os carbonatos depositado.
Figura 20: Relação entre carbono soterrado em sedimentos versus a composição isotópica de carbonatos e matéria orgânica (Modificado de Knoll 2003).
45
5.3.2 Oxigênio. O oxigênio (O) é um elemento não metálico, definido por número atômico Z=8, e três
isótopos estáveis 16O (99.63%), 17 O (0.0375) e 18 O (0.1995). È o elemento químico
mais abundante da crosta terrestre e em combinação com hidrogênio, forma a água
(H2O).
A ração isotópica se expressa como:
δ 18 O (‰) = ( 18O/ 16O) m – ( 18O/ 16O)std x 103
(18O/ 16O)std
O valor padrão utilizado SMOW= 0,00200520 (Standard Mean Ocean Water) mas para
rochas carbonáticas utiliza-se PDB , que determina a composição isotópica do oxigênio
em carbonatos.
Os mecanismos do fracionamento de isótopos de oxigênio são:
(1)-Por diferença na pressão de vapor das moléculas leves e pesadas. Como a pressão de
vapor é inversamente proporcional a massa, durante o processo de evaporação se dá o
enriquecimento do isótopo leve, na fase vapor, a água fica enriquecida no isótopo
pesado. 2-Por reações de troca de equilíbrio no sistema água - calcário, o fator de
fracionamento è dependente da temperatura, sendo a composição isotópica do oxigênio
no calcário em equilíbrio com a água é função da temperatura (Epstein et al. 1953).
5.3.4. Estrôncio O Estrôncio se define como um elemento alcalino- térreo, de numero atômico Z= 38 e
peso atômico 87,62 e que pousse quatro isótopos estáveis, 88Sr ( 82,52%), 87
Sr(7,04%) e 86 Sr (9,87%). A composição isotópica desse elemento não é constante na
natureza, depende da ração Rb/Sr que apresente a rocha da qual é extraído o 87Sr, isso é
devido a que o mesmo é produto de decaimento natural do 87Rb, a quantidade de 87Sr
na rocha ou mineral dependerá da quantidade de Rb presente .
A abundância relativa de Sr expressa- se pela ração atômica 87Sr/86Sr , a distribuição de
Sr nas rochas é controlada pela facilidade desse elemento de substituir ao Ca+2 na
estrutura dos minerais e o grau em que o feldspato potássico consiga capturar Sr+2 em
lugar de K+.. Como também é importante fazer referência ao Rb, que tem facilidade de
46
adsorção por parte das argilas do tipo esmectitas. Essas são formadas pela interação de
águas oceânicas com matérias vulcanogênicas derramadas ou vertidas e a interação com
as rochas e sedimentos que constituem o solo oceânico. Pelo qual as argilas atuam como
ums dos principais agentes de remoção de Rb, na água do mar.
5.4. Quimioestratigráfia de δ13C e 87Sr/ 86 Sr.
5.4.1. δ13C O ciclo do carbono é um dos ciclos geoquímicos dominantes no nosso Planeta. A
maioria do carbono existente nas rochas sedimentares, como minerais de carbonato
inorgânico e compostos sólidos orgânicos, e no interior da Terra como dióxido de
carbono e metano. O ciclo global do carbono, pode ser interpretado como um processo
de longa transferência do carbono desde o manto e crosta profunda até reservatórios
sedimentários na crosta externa, por médio do sistema oceano-atmosfera (Figura 21),
onde o carbono passa por diferentes reservatórios por médio de sendas reativas donde
os valores isotópicos originais são modificados por processos de desgasificação do
mesmo. O estudo quimioestratigráfico de δ13C em rochas calcárias fundamenta-se em
que os carbonatos se depositam em equilíbrio isotópico com a água de mar. Qualquer
mudança no ambiente que afete esse equilíbrio é refletido nos valores δ13C.
Figura 21. Sistema oceano- atmosfera no ciclo do C
47
As curvas de isótopos de carbono propostas para os diferentes intervalos de tempo
geológico em escala global, sugerem que as variações encontradas nos registros são
controladas principalmente pela quantidade de carbono inorgânico, dissolvido na água
do mar, provocando oscilações positivas e negativas. As oscilações positivas tem sido
interpretadas como produto do aumento de carbono orgânico relativo ao carbono
inorgânico, por exemplo, pela aparição de espécies e as negativas a eventos glaciais.
Para o Pré- Cambriano a partir da curva de δ13C para o Paleoproterozóico proposta por
Melezhik et al.,(1999), se caracteriza por três anomalias positivas separadas entre si por
intervalos com valores de δ13C= 0‰. Destaca-se o período entre 2.4 e 2.06 Ga devido a
que os valores positivos alcançam 18‰, essa anomalia positiva é conhecida como
Lojamundi e está associada à mudanças na biosfera, como foi a oxigenação da
atmosfera (Importante Evento de Oxidação).
Khan et al(1999), propõe a divisão em três intervalos para o período Meso-
Neoproterozóico: entre 1600 a 1300 Ma valores de δ13C ~ 0.0 ±1.0‰, associado a
estabilidade tectônica para esse período da Terra com, reservatórios oxidados
reduzidos; no começo dos 1300 Ma valores positivos δ13C ~ 3.5 ±1.0‰, com curtos
intervalos negativos, que será uma característica até o final do Mesoproterozóico e
começo do Neoproterozóico, onde os valores positivos variam entre δ13C ~ 4 -5
±1.0‰(Figura 22). Para o Neoproterozóico, destaca-se a curva proposta por Halverson
et al (2005), apresenta 5 intervalos negativos significativos, dos quais três com valores
δ13C = -5.0 até -10 ±1.0‰ se associam a eventos glaciais globais: Sturtiana (746 ± 2
Ma), Marinoana (636±1 Ma) e Gaskiers (542 Ma). Isso confere a relação proposta por
Knoll et al( 1986), entre o ciclo do carbono e o clima global. As outras duas estarão
associadas a mudanças no nível do mar, perto dos 800 Ma e a um evento ainda não
determinado no limite Pré- Cambriano- Cambriano.
48
Figura22. Curva global das relações isotópicas de carbono da água do mar.Modificada de Khan et al., (1999).
5.4.2.87Sr/ 86 Sr. A quantidade de Sr dissolvido nos oceanos depende de três processos principais:
diagenesis de carbonatos, meteorização química dos continentes e pela introdução de Sr
do manto superior, como resultado de atividade vulcânica em bacias oceânicas e ao
longo de margens continentais.
As mudanças na composição isotópica de Sr, é registrada em sedimentos formados
tanto por precipitação química e biológica de minerais de carbonato de cálcio. Quando
estuda-se rochas calcárias, deve-se considerar que a concentração de Sr em carbonato
de cálcio depende de: a mineralogia na fase de precipitação, a razão molar de Sr+2 e Ca+2
na água, a temperatura (Figura 23) e outros fatores, como a composição e concentração
de sais dissolvidas e efeitos biológicos.
A relação 87 Sr/ 86 Sr, da água do mar, hoje em dia é 0.7093±0.0005 (Powell, 1972),
composto por uma mistura de isótopos derivados da meteorização de rochas vulcânicas
jovens, rochas calcárias, rochas graníticas mais antigas e sedimentares derivadas destas.
As diversas fontes tem contribuído em diferentes proporções ao longo do tempo
geológico e essas oscilações resultam de variações de fluxos do manto e continentais
(Veizer et al., 1983). Períodos de estabilidade tectônica seriam caracterizados por razoes 87 Sr/ 86 Sr alta, devido ao domínio de fontes continentais, enquanto que, em períodos de
atividade tectônica a razão 87 Sr/ 86 Sr seria baixa, por um aumento de fontes do manto.
49
Figura 23. Diagrama de Temperatura versus coeficiente de distribução (k) para Sr.
Os diferentes estudos de 87 Sr/ 86 Sr para o Proterozóico revelam que: para o
Paleoproterozóico (1900-1600 Ma) os de 87 Sr/ 86 Sr variam de ~0.7047 a ~0,706
(Bartley et al., 2001), Mesoproterozóico inferior mostra uma queda entre 1600-1400
Ma de ~0.7060 a ~0.7040 (Veizer et al., 1992). Durante o Mesoproterozóico tardio e
transição até o Neoproterozóico, os valores de 87 Sr/ 86 Sr propostos por Jacobsen et al.,
(1999, Figura 24) são: entre 800-750 Ma. ~0.7056, para os intervalos 750-600 Ma. Os
valores oscilam entre ~ 0.7063 e ~ 0.7074 e por último entre 600 e Cambriano-inferior
de um aumento de ~0.7063 a ~ 0.7084.
O importante das análises de Sr é que permitem correlacionar sucessões calcárias, como
inferir e discutir processos tectônicos globais através do tempo geológico.
5.5 Mudanças na composição isotópica original.
A assinatura isotópica original das rochas calcárias, pode ser modificada por interação
com fluidos de diferente composição isotópica, durante os processos de diagenesis e/ao
metamorfismo. Essa mudança de valores é porque as rochas carbonáticas são afetadas
por esses fluidos e tendem ao re-equilíbrio das novas condições, esse processo da-se por
reações de descarbonatação, as quais provocam mudança tanto na geoquímica da rocha,
como também nas características texturais.
50
Figura 24. Curva de rações de Sr/Sr na água do mar,.Jacobsen et al (1999)
Estudos petrográficos, permitem determinar componentes primários e secundários da
textura da rocha. Presença de veias, fraturas com dissolução, tipos de cimentos,
recristalização e neo-formação de minerais, podem ser usados como diagnóstico de
processos de alteração tanto diagenéticos como metamórficos.
Os principais parâmetros geoquímicos,utilizados para determinar o grau de alteração da
rocha em estudos quimioestratigráficos são:
a. Abundância de Mn, Sr, Fe e principalmente a relação Mn/Sr que é usada como
indicador de diagênesis meteórica e dolomitização. A presença de flúidos
meteóricos produzem a incorporação de Mn e a saída de Sr da estrutura dos
carbonatos. As rochas com razões Mn/Sr‹2 (Jacobsen & Kaufman, 1999) se
consideram como aquelas que retém a composição isotópica δ13C original.
b. Análises da composição isotópica de δ13C, δ18O e da correlação entre esses
valores, utilizando gráficos, permite determinar o grau de alteração, devido a que
os isótopos de oxigênio são mais sensíveis ao serem afetados durante a
diagenesis, por intercambio de oxigênio com águas meteóricas ou flúidos
intersticiais, a temperaturas elevadas, enquanto δ13C pode ser bufferizado por
carbonatos pre-existentes. Os desvios dos valores podem ser produzidos durante
a diagenesis tardia ou metamorfismo de baixo grau. Em geral quando existe uma
51
falta de co-variação significativa dos valores de δ13C, com respeito ao δ18O,
indicaria que o processo em que atuou não foi suficiente para afetar a
composição original de δ13C, enquanto íons positivos de ambos, indicam
mudanças na composição isotópica.
c. As corelações entre δ13C vs Mn/Sr , 87Sr/ 86 Sr vs δ13C, 87Sr/ 86 Sr vs Mn/Sr,
proposto por Derry et al.(1992)(Figura 25), é outro parâmetro utilizado para
determinar alteração diagenética.
Figura 25. Diagramas de Derry et al (1992)
52
CAPÍTULO VI. ANÁLISES QUIMIOESTRATIGRÁFICA DE ISÓTOPOS DE C, O E Sr DAS UNIDADES EM ESTUDO.
Como foi apresentado no capitulo anterior, a análise de isótopos de C, O e 86Sr/ 87Sr é
uma importante ferramenta complementar para datar unidades, como também para
entender o ambiente onde se depositaram.
6.1. Grupo Carapé.
6.1.1 Formação Marco de los Reyes. Para os calcários da Formação Marco de los Reyes, a análise de isótopos (Figuras 27,
28,29,30), apresentam valores de δ 13C entre -3.20 e 5 ‰ PDB, com média de δ 13C
0.8‰. Para δ18O, valores de entre -7.11 e -23.92 ‰ PDB, média próxima a -10.8‰
PDB e valores de 86Sr/ 87Sr, entre 0.711 e 0.707.
A partir das análises dos gráficos (Figura 26)
Em geral, os valores negativos de δ 13C,são acompanhados pelo aumento de
SiO2, Mg/Ca e Mn/Sr (Tabelas), como observa-se nos perfis PIR 45, AIG 12 e
AIG 11 (Figuras 27,28,29)
A partir do gráfico δ 13C vs δ18O, observa-se que não apresentam correlação
linear entre ambos valores, estou determina que a composição isotópica
original esta preservada
Como base, à interpretação de Jacobsen & Kaufman (1999), as amostras com
razão Mn/Sr < 2, retém a composição de δ 13C original. Nesse caso, a maioria
das amostras analisadas apresentam valores menores que 2.
Através da relação Mg/C,as amostras não apresentam processos de
dolomitização que possam afetar os valores.
A maioria das amostras, apresentam valores de Sr com até 500 ppm nos perfíes
LCÑ2, PIR45 e AIG 11.Como foi proposto no capítulo V, a distribuição de Sr
depende de múltiplos fatores. Em função dos gráficos 87 Sr/ 86Sr vs Mn/Sr e 87
Sr/ 86Sr vs δ18O, pode-se determinar que as amostras apresentam composição
original, e que os valores altos poderiam estar associados á mineralogia, na fase
53
de precipitação, nesse caso, associado a uma composição aragonitica original
para as mesmas.
Figura 26:Diagramas de correlação geoquímica da Formação Marco de los Reyes.
54
55
56
57
58
6.1.2. Formação Mataojo.
Para os mármores dolomiticos da Formação Mataojo, os resultados obtidos são valores de δ 13C entre 1.26 e -2.1 ‰ PDB com valores médios de 0.2‰. Uma única amostra, tem um valor negativo de -2.1 ‰ e possivelmente tem sua relação isotópica alterada por processos pós- depositação. Para δ18O, obtiveram-se valores entre -0.627 e -5.66 e média em -5 ‰ aproximadamente. (Figura 32 ,33)
Algumas observações:
A relação no gráfico δ 13C vs δ18O, marca um trend linear com pendente 0 entre ambos valores, para a maioria das amostras. Estou indica que o valor de δ18O, o valor de δ 13C sem mantém entorno a 0, o qual valor original de δ 13C esta preservado. (Figura 31)
A relação Mn/Sr <2 para as amostras do perfil FPU 136, aquelas
correspondentes à San Agustín (Lcñ3) não são consideradas (Figura 31) por ser dolomita, pelo qual admite muito menos Sr na estrutura cristalina (p.ej. Gaucher et al., 2007).
Figura 31. Diagramas geoquímicos da Formação Mataojo.
59
60
61
6.2.Grupo Parque UTE.
Os carbonatos dessa unidade apresentam valores de δ 13C entre -3 e 1,5 ‰ PDB, com valores médias de 0.10‰ PDB. Para δ18O entre -9,58 e -14,68 ‰ PDB, com média de -11,31 ‰ PDB (Figuras 35, 36, 37, 38).
Só obteveram-se valores de 86Sr/87 Sr para o perfil da Pedreira Negro Tamara (FPU 144). Os valores são entre 0.71842 e 0.71385 com média de 0.71385 (Figura 36), por tanto, demasiados altos para representar razões primárias.
Os gráficos determinan que (Figura 34):
A relação δ 13C vs δ18O não apresenta uma correlação linear, a qual marca que a composição, isotópica nessa unidade está preservada.
Os valores de Mn/Sr a maioria são < 2 com exceção de 5 análises, o qual apóia a preservação das razões isotópicas originais na maioria das amostras.
Figura 34. Diagramas geoquímicos do Grupo Parque UTE
62
63
64
65
66
CAPÍTULO VII. DISCUSSÃO
• Grupo Carapé
O Grupo Carapé esta formado por três unidades, das quais a Formação Marco de Los
Reyes e a Formação Mataojo contém carbonatos. A diferença da Formação Edén é que
a mesma é integrada por rochas metamórficas de médio e alto grau, sem carbonatos
reconhecidos.
A Formação Marco de los Reyes está constituída principalmente por calcários
finamente laminados, de colorações cinza obscuras a negras, com importante presença
de matéria orgânica. Apresenta uma composição de CaCO3 entre 57 e 98% e 0.77-
7.77% de MgCO3, com alto teor de Sr, que alcança até 2500 ppm, o que estaria
indicando uma possível mineralogia original de composição aragonitica. Associado a
esses carbonatos, encontram-se níveis de arenitos boudinados , micaxistos, formações
dferríferas bandeadas (BIF) e margas. Determina-se um ambiente depositacional de
plataforma marina profunda, possivelmente anoxico pela quantidade de matéria
orgânica. A unidade encontra-se deformada com presença de microdobramentos em
alguns lugares. A mesma também é afetada por intensa atividade magmática , com
registros de corpos graníticos intrudindo os níveis carbonáticos .Segundo as relações de
campo, indicam que a intrusão dos corpos graníticos é posterior ao metamorfismo e
deformação da sequência. Os valores de δ13C caracterizam-se por ser positivos, com
valores máximos de 5‰ e duas excurções negativas -3.20‰ PDB e -2.3‰ PDB.
Segundo as curvas globais de δ13C, essa sequência poderia estar representada em
alguma parte do Paleoproterozóico ou do Neoproterozóico. Agora bem, com os valores
obtidos para a relação 86Sr/87 Sr entre 0.707 e 0.710 e analisando as curvas globais de Sr
, estes valores são representados em seções que as relacionam ao Neoproterozóico entre
600 e 680 Ma. (Jacobsen & Kaufman, 1999) e novamente entre 580 e 560 Ma. (Figura
39)
A Formação Mataojo esta integrada principalmente por dolomitos marmóreos, brancos
e massivos, com porcentagem de CaCO3 entre 55 e 59.9% e de MgCO3 entre 50 e
43%. Ocorrem níveis de arenitos na base e fácies heteroliticas para o topo da mesma,
ambiente marinho de plataforma com dois ciclos grano- e estratodecrescentes
67
registradas, não se observam granitos boudinados concordantes, como na Formação
Marco de Los Reyes. Os dados de δ13C são consistentemente próximos a 0‰ PDB,
segundo as curvas globais de isótopos de carbono (Figura 40). Esses valores são
representados em seções do Paleoproterozóico superior ao Mesoproterozóico médio (<
1300Ma; Kah et al., 1999). Esse limite de 1300 Ma, é porque nesse período, as curvas
globais de C se fazem moderadamente positivas com oscilações entre -1 e +4 ‰
(Bartley et al., 2001), o qual até o momento não se registra nessa sequência.
Considerando também a existência de datações de U-Pb em circões detríticos de
arenitos dessa unidade (Basei et al., 2008), com idades Arquenas entre 3.4 e 2.7 Ga ,
Paleoproterozóicas de 2.6Ga e com idade do circão mais jovem de 1780 Ma , o que
determina a idade máxima de sedimentação . As idades determinadas por Basei et al.
(2008) para os circões detríticos, são encontradas no embasamento do Terreno Nico
Pérez (Hartmann et al., 2001; Bossi & Ferrando, 2001) que estariam marcando a
proveniência dos sedimentos do próprio terreno. Com este conjunto de dados se sugere
uma idade Mesoproterozóica – Media para a sedimentação da Formação Mataojo, entre
1780 e 1300 Ma.
Ambas sequências calcárias do Grupo Carapé apresentam características
litoestratigráficas, geoquímicas e quimioestratigráficas diferentes. As mesmas estão em
contato tectônico, com a Formação Mataojo cavalgando sobre as litologías de Formação
Marco de los Reyes, que junto com a Formação Edén e o Complexo Carapé formam a
Escama Tectônica de Carapé (ETC). Eesse arranjo é produto do evento tectônico,
associado à Zona de Cizalla de Sierra Ballena com ca. 535 Ma. Cabe destacar que a
definição de Formação Zanja del Tigre proposta por Sanchez-Bettucci (1999,2001) e
Oyhantçabal et al., (2005) não é satisfatória para definir essa seqüencia, já que os
mesmos agrupam em uma sequência, todas as litologías metasedimetares de médio e
alto grau de metamorfismo, sem considerar o arranjo tectônico entre elas e as
características litoestratigráficas. Como foi apresentado anteriormente, é possível definir
três unidades bem diferenciadas em contacto tectônico entre sím. Finalmente, é claro
que não se trata de um “Grupo” no sentido estrito da palavra, por isso é mais adequado
utilizar como nome unificante para as formações integrantes, o término informal,
“Escama Tectônica Carapé”.
68
69
70
• Grupo Parque UTE
O Grupo Parque UTE (GPU) se define como uma sequência metavulcano-sedimentar,
integrada por três formações: (a)A Formação Cañada del Espinillo, que localiza-se na
base e está integrada por rochas vulcânicas básicas, a sequência continua com a (b)
Formação Mina Valencia caracterizada por dolomito brancos, puros e massivos que
representam o nível explorado. As mesmas se intercalam na base com dolomitos cinza,
finamente laminadas e níveis de calcoarenitos e calciruditos tempestíticas e (c)
Formação Cerro del Mástil ao topo , caracterizada por pelitos negros carbonosos,
intercalados com calcários cinza, culminando com um nível de rochas piroclásticas
ácidas. Sugere-se um ambiente depositacional marinho, por baixo do nível das ondas de
bom tempo, em sua maior parte, afetado por períodos de tormenta e episódios de
vulcanismo.
Os valores de δ13C obtidos, apresentam um plateau positivo entre 1 e 1.5‰ PDB e duas
excurções negativas em -1 e -3‰ PDB. Em função das curvas globais de isótopos de C,
esses valores são representados em seções entre, o Mesoproterozóico inferior e o
Neoproterozóico –inferior entre 1400 - 800Ma (Figura 41). Os dados geocronológicos
de U-Pb em circões, nas vulcanitas ácidas do topo, determinam idades de 1422 ±21Ma
e 1492±4 Ma para os gabbros da base. A seqüencia estaria deformada e metamorfizada
em fase xistos verdes aos 1250, Ma segundo datações K-Ar1208±10 Ma: Gómez Rifas,
1995), Ar-Ar. Pelos dados anteriores, poderia-se definir uma idade Mesoproterozóico-
Médio para a unidade, o qual poderia indicar que o enriquecimento de 13C em
carbonatos marinhos começou previamente a 1300 Ma, como se achava até hoje (Kah et
al., 1999; Bartley et al., 2001).
A definição do GPU elimina da coluna estratigráfica do Uruguai os términos Grupo ou
Complexo Metamórfico Lavalleja e Grupo ou Formação Fuente del Puma, já que
nenhuma dessas unidades definem corretamente a sequência anteriormente descrita. O
Complexo Metamórfico Lavalleja, definido por Mallmann et al. (2006,2007), inclui
unidades com uma variedade de idades, desde o Neoarqueano até o Cambriano, e o
Grupo Lavalleja sensu Sánchez- Bettucci et al., (1999, 2001) e Oyhantçabal et al
(2005). O nome Formação ou Grupo Fuente del Puma no conceito de Bossi et al (1998)
ou Sánchez- Bettucci et al., (1999) deve-se também ser abandonado, porque a área tipo
71
localiza-se sobre os calcários Ediacarenses (Formação Polanco), do Grupo Arroyo del
Soldado, como já foi proposto por Gaucher.
Figura 41. Localização quimioestratigráfica do Grupo Parque UTE na curva de variação
de carbono de Khan et al.,1999.
• Correlação
O Terreno Nico Pérez destaca-se por apresentar outras sequências carbonáticas Meso e
Neoproterozoicas, como foi definido no capítulo III. Considera-se o Grupo Mina
Verdún (Poiré et al., 2005), o mesmo representa uma sequência vulcano-sedimentar
Mesoproterozóica Tardia-Toniano ( 1300-850 Ma) (Gaucher et al, 2007).Os calcários
desse grupo se diferenciam do Grupo Parque UTE por: falta de metavulcânicas básicas
e metagabbros, presença de estromatólitos, que define a natureza biogênica para os
carbonatos, a diferença do GPU que são clásticos. As duas sequências, não obstante,
apresentam curvas de δ13 C, similares com um plateau positivo, entorno a + 2‰ PDB, e
começa com uma excursão negativa (-3‰ PDB). O anterior dá a possibilidade de certa
correlação temporal, que deve ser analisada com mais detalhe.
72
A Formação Cerros de Villalba, definida como uma sequência sedimentar Neoarquena,
apresenta similaridades com a Formação Mataojo como: valores de δ13 C ~0‰ PDB,
arenitos na base, que se passam a dolomitos para o topo, as quais caracterízam-se pela
presença de estromatolitos. Apesar de que não ser reportado até agora, estromatolitos na
Formação Mataojo, as características litoestratigráficas e quimioestratigráficas em
comum dá possibilidade de propor a hipótese de que ambas fazem parte de uma mesma
sequência. A idade Neoarqueana da Formação Cerros de Villalba deve ser confirmada,
por exemplo, pela datação U-Pb de granitos que intrujem, os quais têm idades Rb-Sr
de 2000 Ma (Gaucher et al., 2006).
A Formação Cerros de Villalba, definida como uma sequência sedimentar Neoarquena,
apresenta similitudes com Formação Mataojo como: valores de δ13 C ~0‰, arenitos na
base que continuam-se com dolomitos, que para o topo se caracterizam pela presença
de estromatolios, esses não reportados até agora na Formação Mataojo. Essas
características litoestratigráficas e quimioestratigráficas em comum da possibilidade de
apresentar a hipótese de que ambas são da mesma sequência.
Os carbonatos Neoproterozóicos, definidos para o Grupo Arroyo del Soldado (GAS),
diferenciam-se dos calcários da Formação Marco de los Reyes por: apresentar ritmitos
dolomitos-calcários(Gaucher, 2000), condições de muito menor metamorfismo
(Gaucher, 2000), e por uma curva de isótopos de carbono com valores positivos na base
e logo uma importante excursão negativa (Gaucher et al., 2004), ao revés que a
Formação Marco de los Reyes. As razões de δ13 C e 87Sr/86 Sr, não obstante, são muito
similares, assim como a associação de calcários ricos em matéria orgânica, BIF e
pelitos. Deverá então estudar-se os perfíes da Formação Marco de los Reyes, em detalhe
ainda maior, com o objetivo de comparar os mesmos com o Grupo Arroyo del Soldado.
De todo modo, é claro que a idade dos carbonatos da Formação Marco de los Reyes e da
Formação Polanco é muito similar (Neoproterozóico superior).
73
• Contexto Regional
Dentro do contexto regional, é importante a determinação das idades destas três
sequências. No que se refere a registros Mesoproterozóicos relacionados com a
evolução do Supercontinente Rodinia, são reconhecidos em três domínios (1) Cinturões
Mesoproterozóicos entre 1.5-1.1 Ga, correspondentes a seçiões de tras-arco e intruções
expostas ao sudoeste do Cratón Amazonas, que é o registro mais completo e
interpretado até o momento na America do Sul, (2) Pequenos fragmentos ao este de
América do Sul retrabalhados por eventos associados à Orogênia Brasiliana, (3)
Fragmentos reconhecidos dentro da Cordilheira Andina na Venezuela e Colômbia, e ao
norte e noroeste da Argentina (Fuck, A.R., et al., 2008). Em geral, existe dificuldade
para reconhecer estes fragmentos, devido a que se apresentam muito deformados e
pouco expostos. A presença dessas duas unidades, Formação Mataojo e Grupo Parque
UTE com idade Mesoproterozóica, fazem ao Terreno Nico Pérez uma área chave para a
reconstrução paleogeográfica do Craton do Río de la Plata para esse momento da
história da Terra.
Para registros de sequências sedimentares Neoproterozóicas, existe um maior número
de dados. Misi et al. (2008) classificam as sucesiones segundo o ambiente geotectônico,
(1) Sequências calcárias e siliciclásticas, depositadas em áreas cratônicas: Grupos
Bambuí, Una e Rio Pardo no Cratón de São Francisco; Grupo Alto Paraguai, Corumbá
,Murciélago, Itapucumí , Tucavaca, Jacadigo, Boqui e Formação Araras e Puga no
cinturão Paraguay; (2) Sequências siliciclásticas e calcárias intensamente deformadas,
em bacias de margens passivas (bordes de áreas cratónicas): Grupo Cuiabá no Cinturão
Paraguay; Grupo Ibiá e Vazante no Cinturão Brasilia; Grupo Miaba, Canudos e Vasa
Barris no Cinturão Sergipe; Grupo Açungui no Cinturão Ribeira; Grupo Macaúbas no
Cinturão Araçuaí e o Grupo Porongos no Cinturão Dom Feliciano.(3) Sequências
siliciclásticas e vulcanoclásticas em bacias de margens ativas: Grupo Bom Jardim,
Camaquã e Fuente del Puma(definido para o Neoproterozóico em sua totalidade) .
A Formação Marco de Los Reyes,é a unidade Neoproterozóica definida para área de
estudo, poderia incluír-se no grupo 2, de Sequências siliciclásticas e calcárias,
intensamente deformadas em bacias de margens passivas (borde do Cratón del Río de la
Plata).
74
CAPÍTULO VIII. CONCLUSÕES
1- Define-se o Grupo Parque UTE como uma nova unidade litoestratigráfica.
• Área tipo localizada no Parque de Vacaciones da UTE, Departamento de
Lavalleja
• É uma sequência vulcano-sedimentar, integrada de base a topo pela (1)
Formação Cañada del Espinillo: rochas vulcânicas básicas, (2) Formação
Mina Valencia: dolomitas brancas e puras que se intercalam com
dolomitas cinza e níveis de calcorenitos e calciruditos tempestítica, e (3)
Formação Cerro del Mástil: pelitos negros carbonosos, intercalados com
calcários grises e rochas piroclásticas ácidas.
• O ambiente sedimentar ao qual se associa é marinho, por embaixo do
nível das ondas de bom tempo, afetado por períodos de tormenta e
episódios de vulcanismo.
• Dados quimioestratigráficos e radimêtricos, determinam para esta
unidade uma idade Mesoproterozóica.
• A definição do GPU elimina da coluna estratigráfica do Uruguai os
nomes Grupo ou Complexo Metamórfico Lavalleja e Grupo ou
Formação Fuente del Puma, já que nenhuma dessas unidades define
corretamente a seqüencia anteriormente descrita.
2- Para o Grupo Carapé se determina que:
• A Formação Marco de Los Reyes representa um ambiente sedimentar de
plataforma marinha profunda, possivelmente anóxico, pela importante
quantidade de matéria orgânica. Segundo dados quimioestratigráficos a
idade da sequência se localiza Neoproteozóica entre 600 e 680 Ma o 580
e 560 Ma.
75
• A Formação Mataojo representa um ambiente marinho de plataforma,
com dois ciclos grano- e estratodecrecentes registradas. Segundo os
dados quimioestratigráficos obtidos neste trabalho e os radiométricos
existentes, a idade da seqüencia é Paleoproterozoica tardia a
Mesoproterozóica média.
• Não se trata de um “Grupo” no sentido estrito da palavra, por isso, é mais
adequado utilizar como nome unificante para as formações integrantes, o término informal de “Escama Tectónica Carapé”.
• Pelo exposto neste trabalho, a Formação Zanja del Tigre proposta por
Sánchez-Bettucci(1999,2001) e Oyhantçabal et al., (2005) não é
satisfatória para definir essa sequência.
3- O arranjo tectônico de diferentes unidades que conformam o Terreno Níco
Pérez, é produto de eventos ocorridos entre 1250 e 520 Ma, o qual se reflete em
uma estrutura tectônica complexa, que requer maiores estudos estruturais, em
detalhes.
4- Destaca-se a importância do TNP, como elemento importante na reconstrução
paleogeográfica do Cratón del Río de la Plata, associada à evolução do
Supercontinente Rodinia e Gondwana.
76
BIBLIOGRAFIA
Almeida, F.F.M.,Amaral, G., Cordani,U.G and Kawashita,K. (1971). The Pre- Cambiran Evolution of South American Cratonic, Margin South of the Amazon River. In: Nairn, A.E.M. and Stehli, F.G. (Eds).The Ocean Basins and Margins. Vol. 1: The South Atlantic. Plenum, New York- London, pp. 411-446. Bartley, J.K., Semikhatov, M.A., Kaufman, A.J., Knoll, A.H., Pope, M.C., Jacobsen, S.B. (2001). Global Events Across the Mesoproterozoic – Neoproterozoic Boundary: C and Sr evidence from Siberia. Precambrian Research, v. 111: (165-202).
Basei, M., Siga, JR. O., Harara, O., Preciozzi, F., Sato, K. and Kaufuss, G. (2001) PreCambrian Terranes of African affinities in the southern part of Brazil and Uruguay. In: II Simposio Sudamericano de Geología Isotópica, Pucón, pp. 98-101. Basei, M.A.S., Frimmel, H.E., Nutman, A.P., Preciozzi, F.,Jacob, J. (2005). A connection between the Neoproterozoic Dom Feliciano (Brazil/Uruguay) and Gariep (Namibia/South Africa) orogenic belts − evidence for a reconnaissance provenance Study. Precambri and Research, 139, 195-221.
Blanco,G., Gaucher, C.(2005). Estratigrafía, paleontología y edad de la Formación Las Ventanas (Neoproterozoico, Uruguay). Latin American Journal of Sedimentology and Basin Analysis, 12 (2): 115-131.
Bossi, J. (1983) Breve reseña sobre el conocimiento geológico del Escudo Predevoniano en Uruguay, Sud America. Zbl.Geol. Palaont., v. 1, pp. 417-429. Bossi, J. & Campal, N., (1992) Magmatismo y tectónica transcurrente durante el Paleozoico Inferior en Uruguay. In: Gutierrez-Marco, J. G., Saavedra, J., & Rabano, I. (Eds.), Paleozoico Inferior Iberoamérica. Mérida, pp. 343-356
Bossi, J., Campal, N., Civetta, L., Demarchi, G., Girardi, V. A. V., Mazzucchelli, M., Negrini, L., Rivalenti, G., Fragoso Cesar, A. R. S., Sinigoi, S., Texira, W., Piccirillo, & E.M., Molesini, M. (1993). Early Proterozoic dike swarms from western Uruguay: geochemistry, Sr-Nd isotopes and petrogenesis. Chemical Geology. 106: 263-277.
Bossi, J., Campal., N., Hartmann, L.A. and Schipilov , A. (2001). Predevoniano en el Uruguay: terrenos y SHRIMP II. In: XI Congreso Latinoamericano y III Congreso Uruguayo de Geología, Actas (CD-ROM), Montevideo, Nr 94. Bossi, J., Ferrando, L., Montaña, J., Morales, H., Gancio, F., Schipilov, A., Piñeyro, D., & Sprechmann, P., (1998). Carta Geológica del Uruguay, Escala 1/500.000. Versión 1.0
77
Bossi, J., Gaucher, C. 2004. The Cuchilla Dionisio Terrane,Uruguay: an allochthonous block accreted in the Cambrian to SW-Gondwana. Gondwana Res. 7 (3), 661-674. Digital. Geoeditores-Facultad de Agronomía, Montevideo.
Bossi, J. & Navarro, R. (1991) Geología del Uruguay. Universidad de la República, Montevideo. V. 1, 453p.
Bossi, J. and Navarro, R. (2001) Grupo Carapé: su reivindicación. Rev. SOC. Uru. Geol., v. 8, pp. 2-12. Escama Tectónica Carape: litoestratigrafía de una pieza importante del rompecabezas Neoproterozóico– Cámbrico en el Uruguay. Bossi, J.,Piñeyro, D., Cingolani, C. (2005). El límite del Terreno Piedra Alta (Uruguay). Importancia de la faja milonítica sinestral de Colonia. Actas XVI, Congreso Geológico Argentino. La Plata. Campal, N, Gaucher, C., Schipilov, A., and Bossi, J. (1995) El Uruaquano en el Uruguay: evidencias geológicas, paleontológicas y radiometricas. In: VI Simposio Sul-Brasileiro de Geología-I Encuentro de Geología del Cono Sur, Boletim de Resumos Expandidos. Porto Alegre, pp. 97-100. Campal, N. and Schipilov, A. (1999) The Eastern Edge of the Rio de la Plata Craton: a history of tangential collisions.Basement Tectonics, v. 13, pp. 33-48. Craig, H. (1965). The measurement of oxygen isotope paleotemperatures. In: Stable Isotopes in Oceanographic Studies and Paleotemperatures. Spoleto, July 25-26. Consiglio Nazionale delle Ricerche, Lab. Di Geologia Nucleare, pp.1-24.
Derry, L.A., Kaufman, A.J. and Jacobsen, S.B., 1992. Sedimentary cycling and environmental change in the Late Proterozoic: evidence from stable and radiogenic isotopes. Geochim et Cosmochim. Acta, v. 56, pp. 1317-1329.
Epstein, S., Buchsbaum, R., Lowenstam, H.A & Urey, H.C.(1953).Revised carbonate-water isotopic temperature scale. Geol. Soc.Amer. Bull., 54: 1315-1326.
Faure, G. (1986). Principles of Isotope Geology. New York, 2nd edition, pp.562.
Faure, G and Powell,J.L. (1972). Strontium Isotope Geology. Springer –Verlag. Berlin- Heidelberg, Federal Republic of Germany, pp. 171.
Fuck, A.R., et al., 2008
Gaucher,C. (2000). Sedimentology, paleontology and stratigraphy of the Arroyo Del Soldado Group (Vendian to Cambrian, Uruguay). Beringeria, v. 26, pp. 1-120. Gaucher, C., Boggiani, P.C., Sprechmann, F, Sial, A.N. and Fairchild, T.R. (2003a): Integrated correlation of the Vendian to Cambrian Arroyo del Soldado and Corumba Groups (Uruguay and Brazil): palaeogeographic, palaeoclimatic and palaeobiologic implications. Precambrian Res., v. 120, pp. 241-278.
78
Gaucher,C., Chiglino, L., Peçoits, E., (2004). Southernmost exposures of the Arroyo delSoldado Group (Vendian to Cambrian, Uruguay): palaeogeographic implications for the amalgamation of W-Gondwana. Gondwana Research, 7, 701-714. Gaucher, C., Martínez, G., Cernuschi, F., Chiglino, L., Sial, A.N. & Poiré, D.G., (2007) Lito, Bio y Quimioestratigrafía del Grupo Mina Verdún: Terreno Nico Pérez, Uruguay. En: IV Congreso de Geología Uruguayo y II Reunión de Geología Ambiental y Planejamiento. Actas (CD-ROOM). Gaucher, C., Sial, A.N., Blanco, G. and Sprechmann, P. (2002) Chemostratigraphy of the lower Arroyo Del Soldado Group (Vendian, Uruguay): a potential reference section for W-Gondwana and its implications. In: Gaucher, C. (Ed.) II International Colloquium Vendian-Cambrian of W-Gondwana, Extended Abst. Facultad de Ciencias-UNESCO, Montevideo, pp. 21-24. Gaucher, C., Sial, A.N., Castiglioni, E., Ferreira,V., Campal, N., Schipilov, A., Kawashita, K. (2006). South America´s oldest fossils: Isotopic evidences of a neoarchean age from stromatolitic carbonates of the Nico Pérez Terrane , Uruguay. In: V- Simposio Sudamericano de Geologia Isotopica, pp. 245-249. Gaucher, C., Sial, A.N., Blanco, G. and Sprechmann, P. (2004) Chemostratigraphy of the lower Arroyo del Soldado Group(Vendian, Uruguay) and palaeoclimatic implications.Gondwana Res., v. 7, pp. 715-730. Gaucher, C., Sial, A.N., Poiré, D.G., Cernuschi, F., Ferreira, V.P., Chiglino, L., Gonzáles, P.D., Martínez, G. & Pimentel, M. (2006) Chemostratigraphy of the Mina Verdún Group and other cement-grade Proterozoic limestone deposits in Uruguay. V- Simposio Sudamericano de Geologia Isotopica,pp 250-253. Gaucher, C., Sprechmann, F., Schipilov, A. (1996) Upperand Middle Proterozoic fossiliferous sedimentary sequencesof the Nico Perez Terrane of Uruguay: lithostratigraphic units,paleontology, depositional environments and correlations. N. Jb. Geol. Palaont. Abh., v. 199, pp. 339-367. Gaucher, C. and Sprechmann, P. (1999) Upper Vendian skeletal fauna of the Arroyo del Soldado Group, Uruguay. Beringeria, V. 23, pp. 55-91. Gaucher, C., Sprechmann, P.;Montaña, J. (1998) New advances on the geology and paleontology of the Vendiano Cambrian Arroyo del Soldado Group of the Nico Pérez Terrane of Uruguay. N. Jb. Geol. Palaont. Mh., v. 1998, pp. 106-118. Gomez Rifas, C. (1995) A zona de cizalhamento sinistral de“Sierra Ballena” no Uruguai. Ph. D. Thesis, Instituto de Geociências, Universidade de SBo Paulo, 244p. Halverson, G.P., Hoffman, P.F., Schrag, D.P., Maloof, A.C., Rice, A.H. (2005). Toward a Neoproterozoic composite carbon-isotope record. GSA Bulletin. V. 117; no.9/10; pp. 1181-1207.
79
Hartmann, L.A. , Campal, N., Santos, J.O., Mac Naughton, N. J.and Schipilov, A. (2001) Archean crust in the Rio de la Plata Craton, Uruguay: SHRIMP U-Pb reconnaissance geochronology.J. South Amer. Earth Sci., v. 14, pp. 557-570.
JACOBSEN, S.B. & KAUFMAN, A.J. (1999) The Sr, C and O isotopic evolution of Neoproterozoic seawater. Chem. Geol., v. 161, pp. 37-57.
Kah, L.C., Sherman, A.G., Narbonne, G.M., Knoll, A.H. & Kaufman, A.J. (1999). 13δ C stratiraphy of the Proterozoic Bylot Supergroup, Baffin Island, Canada: implications for regional lithostratigraphic correlations. Can. J. Earth Sci. 36: 313-332.
Kawashita, K., Gaucher, C., Sprechmann, P, Teixeira, W., Victoria,R. (1999) Preliminary chemostratigraphic insights oncarbonate rocks from Nico Perez Terrane (Uruguay). In: Actas, I1 South American Symposium on Isotope Geology. Córdoba (Argentina), pp. 399-402. Knoll, A.H.(2003). Life on a Young Planet. The first Three Billon Years of Evolution on Earth. Princeton University Press. Knoll, A.H., Hayes, J.M., Kaufman, A.J., Swett, K., Lambert, I.B. (1986). Secular variation in carbon isotope ratios from upper Proterozoic sucessions of Salvard and East Greenland. Nature, 321: 832-838.
Mallmann, G., Chemale, F., Avila, J.N., Kawashita, K., Armstrong, R.A. (2007) Isotope
geochemistry and geochronology of the Nico Pérez Terrane, Río de la Plata Craton, Uruguay. Gondwana Research.v.12:489-508
Melezhik, V.A., Fallick, A.E., Medvedev, P.V. & Makarikhin, V.V. (1999). Extreme 13δ C carb enrichment in ca. 2.0Ga magnesite-stromatolite-dolomite-“red beds” association in a global context: a case for the world- wide signal enhanced by a local environment. Earth Science Reviews, 48: 71-120.
Midot , D. (1984). Estude gèologique et diagnostic métallogenique tour l’ exploratio du secteur de Minas (Uruguay); Tesis III ciclo, Université P est M Curie, París, Francia.
Oyhantçabal, P., Spoturno, J. Goso, E., Heimann, A., Bergalli, L. ( 2001). Asociaciones litológicas en las supracrustales del grupo Lavalleja y sus intrusions asociadas en la hoja Fuente del Puma (Sur de Minas, Uruguay). En: XI Congreso Latinoamericano y III Congreso Uruguayo de Geología, Actas (CD-ROM), Montevideo, Nr. 246.
Oyhantçabal, P., Sánchez Bettucci, L., Peçoits, E., Aubet, N., Peel, E., Preciozzi, F. & Basei, M.A.S. (2005). Nueva Propuesta Estratigráfica Para Las Supracorticales Del Cinturón Dom Feliciano (Proterozoico, Uruguay). XII Congreso Latinoamericano de Geología . Quito. Poiré, D.G., Gonzáles, P.D., Canalicchio, J.M. & García Repetto, F. (2003). Litoestratigrafía y estromatolitos de la sucesión sedimentaria Precámbrica de la cantera Mina Verdún , Minas , Uruguay. Revista Soc. Urug. Geol.3, Publ. Especial 1, 108-123.
80
Poiré, D.G. Gonzáles, P.D., Canalicchio, J.M. & García Repetto, F., Canessa, N.D. (2005). Estratigrafía del Grupo Mina Verdún, Proterozoico de Minas, Uruguay. Latin American Journal of Sedimentology and Basin Analysis. 12(2), 125-143. Poiré, D.G., Sial, A.N., Cernuschi, F., Chiglino, L., Ferreira, V.P, Gonzáles, P.D., Martínez, G. (2005). Chemostratigraphy of the Mina Verdún Group , Uruguay: a pre-glacial Neoproterozoic succession ? 2nd Rossini, C.A. and Aubet, N.K. (2000) La regidn Zanja del Tigre-Carape (Maldonado-Uruguay) y sus rocas meta calcáreas.Estudio geoldgico e implicancias estratigr6ficas y econ6micas.Rev. SOC. Uru. Geol., v. 7, pp. 36-47. Rossini, C.A. (2002). Caracterização Petrográfica e Evolução Tectônica da Faixa Metamórfica de Serra Carapé (Cinturão Dom Feliciano- Uruguai). Tesis de Maestria. Universidad Estadual Paulista (Unesp), Instituto de Geociencias y Ciencias Exactas , Departamento de Metalogénia y Petrogénesis. Río Claro, San Pablo.pp.137. Sánchez Bettucci, L., (1998). Evolución tectónica del Cinturón Dom Feliciano en la región Minas-Piriápolis, Uruguay. Ph.D. thesis, unpublished, Univesidad de Buenos Aires, Argentina. Sánchez Bettucci,L., Cosarinsky, M., Ramos, V.A., (2001). Tectonic setting of the Late Proterozoic Lavalleja Group (Dom Feliciano Belt), Uruguay. Gondwana Research, 4,395-407. Sanchez Bettucci, L., Oyhantçabal, P, Page, S. and Ramos, V.(2003) Petrography and geochemistry of the Carapk GraniticComplex (Southeastern Uruguay). Gondwana Reserch., v. 6, pp.89-105. Sánchez Bettucci, L., Ramos, V.A., 1999. Aspectos geológicos de las rochas metavulcánicas y metassedimentarias del Grupo Lavalleja, sudeste de Uruguay. Revista Brasileira de Geociências, 29, 557-570.
Veizer, J. (1983). Trace elements and isotopes in sedimentary carbonates. Rev. Mineral., 11: 265-299.
Veizer, J., Clayton, R.N., Hinton, R.W., (1992). Geochemistry of Precambrian carbonates: IV. Early Paleoproterozoic (2.25±0.25Ga) seawater. Geochim. Cosmochim. Acta 56, 875-885.
81
Apêndice
82
I-Tabelas de Isótopos de C, O e Sr
83
Tabla I.1. Analises de isotopos do Grupo Parque UTE
Mostra metros δ 13 C PDB δ 18 O PDB87Sr/86Sr
FPU 144 1 0 1.13 -12.96 2 2.8 1.47 -12.06 3 19.94 1.54 -12.45 0.71172±3 5 27.6 0.40 -14.24 6 30 -0.08 -14.27 0.71842±10 7 31 0.84 -14.75 0.71069±3 8 38 1.29 -14.16 0.71565±1 9 41.3 1.59 -14.05 0.71102±9 10 43.2 -0.08 -14.58 0.71567±1 FPU 153 1 0 -3.31 -12.60 2 14 -2.59 -9.43 0.70831±3 3 21 -0.83 -12.44 4 31 -0.84 -12.15 0.71091±2 5 38 -0.28 -13.37 0.71614±5 FPU 154 1 0 2.29 -10.96 2 6 -1.45 -11.04 3 10 0.59 -15.12 4 30 -1.75 -12.32 0.71254±2 FPU 150-1 45 -2.13 -7.99 0.72272±9 FPU 11 1 -1.80 -17.72 0.71229±44 2 0.23 -12.82 4 -0.69 -10.49 5 0.62 -12.27 6 -0.57 -12.24 8 1.12 -12.12 9 1.02 -12.09 10 0.86 -12.43 11 0.74 -12.70 VAL 1 0 -0.10 -11.79 2 3 -0.33 -11.72 3 6.5 -0.59 -12.62 4 20 0.78 -8.06 5 22 0.58 -8.14 6 27 0.58 -8.88 7 32 0.81 -8.39 8 37 1.02 -9.23 9 42 0.73 -8.71 10 47 1.32 -8.70
84
11 52 1.19 -9.37 12 57 1.06 -8.45 13 62 0.99 -10.42 14 67 1.60 -7.22 15 72 1.47 -8.20 16 77 1.57 -8.23 17 87 1.24 -10.77 18 92 1.49 -6.57 19 97 1.58 -7.05 ANCAP N°5 1 0 -0.73 -11.52 2 4 -0.51 -11.26 3 7 -0.65 -10.43 4 15 -0.60 -11.16 5 23 -0.88 -11.92 6 38 -0.86 -11.87 7 40 -0.83 -12.56 8 42 -0.67 -14.29 9 44 -0.83 -10.80 10 46 -0.74 -12.47 11 48 -0.60 -14.51 12 50 -0.77 -12.88 13 52 -0.82 -11.89 14 54 -0.69 -11.77 15 46 -.061 -13.97 16 58 -0.61 -13.97
85
Tabla I.2. Analises de isótopos da Formação Mataojo-Grupo Carapé Mostra metros δ 13 C PDB δ 18 OPDB
FPU 136 3 14.7 0.07 -5.66 4 22 -0.01 -9.67 5 30 -0.12 -7.24 6 42 0.18 -8.88 7 54.4 -0.42 -10.65 8 63.21 0.20 -8.18 9 71.05 -0.29 -10.97 10 77.05 1.26 -11.41 11 84 0.18 -7.84 12 89 -0.46 -10.09 13 94 -0.12 -7.71 14 96 -2.13 -7.99 Lcñ3 1 4.7 0.38 -6.01 2 9.4 -0.59 -7.92 4 14.1 0.44 -6.27 5 19 0.43 -5.39 6 24.1 0.34 -5.38
86
Tabla I.3. Analises de isótopos da Formação Marco de los Reyes-Grupo Carapé.
Mostra metros δ13 C PDB δ18 O PDB 87 Sr/86 Sr Lcñ2 1 0 0.61 -7.48 0.70709±2 2 5 -0.59 -7.92 0.70714±1 3 10 0.7 -7.37 0.70704±1 4 15 0.75 -7.11 0.70709±2 5 20 0.56 -7.38 0.70723±2 AIG 12 A 0 0.2 -11.62 0.71082±4 B 3.44 -0.15 -8.9 C 6.5 0.69 -12.57 0.71040±2 D 11 2.24 -13.41 0.70830±3 E 17 0.79 -17.03 0.70991±3 F 23 0.79 -17.03 AIG 11 1 0 0.58 2 5 0.69 -9.71 0.70786±2 3 10 0.67 -8.93 0.70730±3 4 12 0.56 -8.5 0.70711±2 5 15 0.68 -8.83 0.70707±2 6 20 0.5 -8.84 0.70724±3 7 25 0.5 -7.48 0.70718±2 8 26.5 0.48 -7.12 0.70752±4 9 34.5 0.58 -8.15 0.70716±2 10 41.5 0.43 -7.85 0.70732±1 11 47.5 0.35 -8.26 0.70709±2 12 53.5 0.62 -7.73 0.70717±2 13 58.5 0.69 -7.33 0.70697±2 14 60 0.69 -8.3 PIR 45 1 0 -3.13 -23.92 2 4.5 -3.2 -18.03 3 12 4.08 -20.17 0.70756±1 4 21.5 0.83 -21.73 0.70757±1 5 33.5 3.13 -20.97 0.70764±1 6 50.3 2.6 -18.98 0.70765±2 7 72.3 3.72 -18.26 0.70767±1 8 99.5 3.17 -20.63 9 104.7 3.97 -12.07 0.70770±3 10 109.7 3.95 -12.35 11 116 4.42 -11.73 0.70772±2 12 4.23 -12.85 0.70755±1 13 119.6 3.92 -10.87 0.70771±3 14 127.6 3.39 -16.59 0.70938±2 15 138.6 -1.94 -16.09 16 143.6 -2.27 -14.64
87
17 149 -1.92 .155.7 18 154 1.66 -16.59 19 159 2.83 -17.92 20 164 2.81 -19.61 Lcñ3 1 0 0.38 -6.01 2 4.7 -0.59 -7.92 4 14.1 0.44 -0.62 5 19 0.43 -5.39 6 24.12 0.34 -5.38 FPU 136 3 14.7 0.07 5.66 4 22 -0.01 -9.67 5 30 -0.12 -7.24 6 42 0.18 -8.88 7 54.4 -0.42 -10.65 8 63.21 0.2 -8.18 9 71.05 -0.29 -10.97 10 77.05 1.26 -11.14 11 84 0.18 -7.84 12 89 -0.46 -10.09 13 94 -0.12 7.71 14 97 -2.13 -7.99
88
I -Tabelas da química de elementos maiores e traças
89
Tabla II.1. Analises de elementos maiores e traças do Grupo Parque UTE Porcentaje em peso % Partes por millon (ppm)
Mostra
Si02 Al2O3 CaO MgO MnO Fe2O3 Na2O K2O P2O5 PF PT Si Al Ca Mg Mn Sr Rb Mg/Ca Mn/Sr
Val
1 13.14 9.69 19.33 15.40 0.13 3.77 0.76 1.73 0.13 35.6 100.0 2 14.14 6.24 1.56 26.66 0.29 3.10 1.56 0.94 0.07 32.2 100.5 6748 1651 19053 9243 224.58 256 32 0.48512 0.877266 3 2.73 2.73 1.04 19.61 0.13 4.78 1.04 1.64 0.12 46.2 100.9 1302 2513 14015 9135 100.67 76 60 0.65180 1,324605 4 0.80 0.80 0.15 25.21 0.74 12.97 0.15 0.01 0.07 36.1 100.9 373 113.78 18017 14736 573 14 0 0.81789 40.92857 5 6 0.16 0.16 0.22 32.71 0.05 0.67 0.22 0.01 0.00 46.3 100.9 74.76 39.69 23337 12481 38.72 6 1 0.53481 6.453333 7 0.41 0.41 0.22 33.67 0.07 0.78 0.22 0.01 0.00 46.5 100.0 191.59 50.27 24063 10944 54.2 175 3 0.45680 0.3097143 8 9 0.60 0.38 0.12 25.20 0.59 1.50 0.12 0.00 0.07 46.5 100.3 280.37 100.55 18010 15297 456.91 18 1 0.84936 25.38388 10 0.04 0.08 0.26 33.89 0.07 0.62 0.26 0.00 0.01 40.2 101.5 18.69 21.16 24220 15876 54.2 34 1 0.65549 1.594117 11 12 0.03 0.17 0.24 26.21 0.08 0.50 0.24 0.02 0.00 47.0 100.4 14.01 44.98 18732 15791 61.95 30 1 0.84299 2.065 13 14 0.62 0.31 0.17 27.61 0.55 2.53 0.17 0.00 0.06 47.2 100.8 289.72 82 19732 13 425 42 3 0.66460 10.11905 15 16 17 18 19 1.88 1.23 27.7 27.75 0.07 0.55 0.24 0.20 0.02 45.5 101.2 872.52 325.47 19832 14374 54 51 10 0.72478 1.05882 FPU 153-1 12.35 3.67 41.27 3.54 0.33 3.67 0.16 0.21 0.02 37.1 100.1 5771 971 29495 2134 255 185 10 0.07235 1.37838 153-2 16.38 0.75 41.44 1.76 0.50 0.75 0.16 0.03 0.03 33.8 100.6 7654 198.4 29616 1061 387 109 4 0.03976 3.55046 153-3 22.72 0.81 37.34 2.83 0.22 1.75 0.18 0.01 0.01 33.4 99.2 10617 214 26686 1706 170 97 3 0.06393 1.75258 153-4 9.53 0.51 46.79 1.68 0.26 1.36 0.17 0.08 0.02 38.9 99.3 3184 134.5 33440 1013 201 137 4 0.03029 1.46715 153-5 7.92 0.12 48.34 1.57 0.024 0.99 0.18 0.02 0.02 40.7 100.1 3701 1215 34548 29147 185.8 125 2 0.84367 1.48687 150-1 20.86 0.03 36.32 2.60 0.63 5.10 0.17 0.01 0.01 34.1 99.92 13482 7.93 25957 1567 487 235 3 0.06037 2.07234 154-2 26.18 0.83 32.08 5.61 0.41 2.35 0.17 0.20 0.01 37.8 100.6 12233 219 22927 3382 317 136 4 0.14751 2.3345 154-3 10.02 0.13 42.89 5.18 0.27 1.31 0.17 0.10 0.00 40.5 100.6 4682 34.39 30653 602.9 209 167 4 0.01967 1.2520 154-4 13.16 0.65 30.76 13.71 0.77 2.95 0.16 0.22 0.02 39.1 101.6 6149 171 21983 8266 593 195 10 0.37602 3.0425
90
FPU 11
11-1 4.38 0.61 51.17 1.47 0.10 0.61 0.17 0.01 0.01 41.4 100 54.1 16.1 3657 88.6 9.29 185 0.02423 0.05022
11-2 38.5 8.62 12.56 11.11 0.11 5.69 0.47 1.58 0.07 20.87 99.6 1803 228 898 670 8.5 25 0.7461 0.34
11-4 40.4 8.42 12.90 9.18 0.10 4.04 0.23 2.05 0.07 22.50 99.9 1894 223 922 553 7.7 9 0.60043 0.88556
11-5 28.2 6.25 14.49 10.88 0.12 4.72 0.06 1.52 0.06 32.93 99.2 1320 165 1035 656 9.29 32 0.63382 0.29031
11-6 34.0 7.48 15.19 11.19 0.15 4.92 0.61 1.42 0.07 24.41 99.5 1595 198 1085 675 11.6 34 0.62212 0.34118
11-7 52.0 11.07 7.49 8.07 0.08 4.24 0.87 2.07 0.11 13.67 99.66
11-8 33.0 6.29 15.54 11.91 0.16 4.26 0.33 1.44 0.07 26.07 99.12 1547 166 1110 718 12.4 32 0.64712 0.3875
11-9 33.7 7.57 14.72 11.66 0.14 4.15 0.34 1.85 0.07 25.13 99.34 1577 200 1052 703 10.8 25 0.66844 0.432
11-10 38.3 7.70 13.30 10.63 0.19 4.64 0.21 1.92 0.06 22.56 99.52 1793 204 950 641 14.7 24 0.67435 0.6125
11-11 36.4 8.01 13.52 10.86 0.26 5.72 0.38 1.77 0.08 21.8 98.8 1704 212 966 655 20.1 35 0.67777 0.57514
144-1 22.2 6.46 29.9 1.93 0.03 2.37 0.046 1.96 0.02 34.52 99.49 1040 170 2130 120 2.6 190 0.05634 0.01368
144-2 14.1 4.38 36.29 1.62 0.02 1.73 0.11 1.41 0.02 36.2 1.62 660 120 2594 98 2.24 218 0.03778 0.01028
144-3 10.7 2.53 41.4 1.17 0.04 1.19 0.062 0.77 0.01 41.34 99.35 500 70 2961 70 3 347 0.02364 0.00865 0.71385
144-5 14.3 3.83 24.95 1.84 0.51 21.0 0.057 1.20 0.06 31.44 99.56 670 100 1783 110 39 259 0.06169 0.15058
144-6 14.3 2.96 37.23 1.34 0.09 1.24 0.69 0.45 0.00 41.13 99.5 670 80 2661 80 7 493 0.03006 0.0142 0.71842
144-7 15.6 3.36 41.37 1.43 0.01 1.34 0.72 0.54 0.01 34.51 99.09 730 90 2957 80 7.7 521 0.02705 0.01478 0.71429
144-8 18.5 4.12 36.92 2.36 0.08 1.89 1.23 0.38 0.03 34.15 99.7 860 110 2639 140 6.9 482 0.05305 0.01432 0.71502
144-9 14.7 3.79 37.64 1.55 0.01 1.31 0.52 0.74 0.01 39.11 99.4 690 100 2690 93 4.8 474 0.03457 0.01013 0.71429
144-10 9.62 2.35 45.0 1.06 0.07 0.91 0.07 0.64 0.01 38.97 98.7 670 62 3216 60 5.9 478 0.01866 0.01234 0.71567
YN°5
4 2.81 0.46 52.08 2.21 0.10 0.61 0.21 0.13 0.00 42.03 100.65 1217 205 36920 1248 7.41 65 0.04008 0.114
6 2.33 0.53 52.11 0.75 0.01 0.42 0.22 0.15 0.00 41.96 101.02 3749 463 1315 1109 57 47 0.0378 1.21277
91
7 3.88 0.78 51.96 1.37 0.03 0.54 0.22 0.15 0.00 42.08 101.02 1245 271 657 554 7.41 62 0.0175 0.11952
8 4.74 1.41 48.18 2.02 0.65 2.11 0.38 0.16 0.07 41.71 101.43 2218 660 1443 1218 503 17 0.04193 29.5882
9 2.66 0.58 52.57 0.28 0.01 0.26 0.28 0.12 0.00 42.07 99.48 1816 365 979 826 23 58 0.02637 0.39655
11 8.01 0.99 48.68 1.84 0.08 0.73 0.14 0.35 0.01 39.86 100.68 1090 230 536 452 7.41 110 0.01439 0.06736
12 2.60 0.44 51.65 2.07 0.01 0.48 0.28 0.14 0.00 42.23 99.90 1315 277 1579 1332 77 35 0.04243 2.2
92
Tabla II.2. Analises de elementos maiores e traças da Formação Marco de los Reyes-Grupo Carapé. Porcentaje em Peso % Partes por millón (ppm)
Mostra Si02 Al2O3 CaO MgO MnO Fe2O3 Na2O K2O P2O5 P.F Total Si Al Ca Mg Mn Sr Rb Mg/Ca Mn/Sr
Lcñ2 2-1 2-2 2.46 0.87 50.7 0.60 0 0.31 0.09 0.16 0.03 44.7 99.93 1149 230 36249 361 0 2244 3 0.00996 0 2-3 2.43 0.76 53.4 0.44 0 0.31 0.10 0.18 0.03 42.08 99.91 1135 201 38293 265 0 2450 1 0.00525 0 2-4 2.06 0.68 53.4 0.88 0 0.28 0.15 0.23 0.03 41.83 99.54 962 179 38164 530 0 2590 5 0.01389 0 2-5 1.96 0.61 53.3 0.48 0 0.26 0.05 0.14 0.03 43.65 100.45 915 161 38071 289 0 2301 3 0.00759 0 AIG12 12-A 4.37 0.71 45.6 6.46 0.02 0.40 0.14 0.57 0.02 41.95 100.28 2042 187 32625 3895 15.4 383 6 0.11938 0.04041 12-B 16.23 3.22 32.5 9.10 0.12 1.44 0.14 1.12 0.04 36.09 100.01 7584 852 23234 5487 92.9 313 30 0.23616 0.29690 12-C 4.17 0.66 41.8 9.89 0.01 0.38 0.16 0.71 0.01 42.60 100.43 1948 174 29909 5963 7.74 499 9 0.13022 0.01551 12-D 1.25 0.24 45.5 9.09 0.01 0.26 0.15 0.29 0.00 43.70 100.54 584 63.5 32547 5481 7.74 560 3 0.16840 0.01382 12-E 1.84 0.32 43.2 10.04 0.01 0.20 0.12 0.33 0.00 44.21 100.24 859 84.67 30853 6053 7.74 589 3 0.19618 0.01319 12-F 1.35 0.34 43.6 10.9 0.01 0.21 0.16 0.35 0.00 43.66 100.62 630 89.96 31167 6596 7.74 628 3 0.21163 0.01123 PIR 45 45-1 13.29 0.25 42.5 4.05 0.01 0.32 0.05 0.05 0.01 41.00 101.60 6210 66.15 30424 2442 7.74 2169 2 0.08026 0.00357 45-2 6.59 0.97 43.1 6.47 0.03 0.62 0.08 0.05 0.01 43.90 101.81 3079 256 30796 3901 23.2 1555 1 0.12667 0.01493 45-3 0.99 0.06 54.5 0.52 0 0.10 0.16 0.12 0.01 45.21 101.67 462 15.87 38943 313 0 2455 2 0.00803 0 45-4 7.32 0.29 49.6 0.78 0.02 0.14 0.14 0.27 0.03 41.30 99.91 3420 76.73 35470 470 15.4 1416 3 0.01325 0.010876 45-5 2.97 0.36 52.3 1.19 0 0.15 0.15 0.25 0.15 42.00 99.43 1387 166 47414 717 0 2579 4 0.01916 0 45-6 3.90 0.30 49.2 3.49 0 0.16 0.11 0.23 0.01 41.82 99.22 1822 264 35162 21118 0 2294 7 0.06023 0 45-7 3.86 0.52 50.3 2.21 0.01 0.24 0.14 0.47 0.01 41.37 99.11 1803 137 35934 1332 7.74 2308 7 0.03706 0.00335 45-8 2.69 0.49 51.1 1.70 0.01 0.26 0.12 0.41 0.01 42.06 98.87 1257 13.22 36535 1025 7.74 2441 8 0.02805 0.00317 45-9 2.36 0.32 52.5 1.12 0.01 0.21 0.11 0.30 0.01 42.19 99.19 1102 84 37564 675 7.74 2071 4 0.01796 0.00373 45-10 4.05 0.46 51.8 1.35 0 0.25 0.14 0.41 0.01 41.61 100.07 1892 121 37021 814 0 2571 6 0.02198 0 45-11 3.02 0.55 52.4 1.34 0.01 0.26 0.12 0.30 0.01 42.24 100.23 1411 14.83 37449 808 7.74 2026 5 0.02157 0.00382 45-12 1.37 0.18 54.5 0.61 0 0.13 0.16 0.19 0.01 42.89 100.11 640 47.6 39007 367 0 2553 3 0.00940 0 45-13 2.53 0.37 52.8 0.80 0.01 0.21 0.14 0.38 0.01 42.23 99.57 1182 9.98 37800 482 7.74 2355 4 0.01275 0.00328 45-14 3.22 0.48 51.6 0.35 0.01 0.30 0.16 0.45 0.02 41.84 98.49 1504 127 36928 211 7.74 2240 8 0.00571 0.00345 45-15 10.65 0.49 43.1 5.31 0.02 0.55 0.04 0.27 0.02 39.52 100.31 4978 209 30803 3199 15.4 1816 7 0.10385 0.00848 45-16 7.31 0.79 46.1 3.77 0.02 0.51 0.03 0.43 0.01 40.06 99.29 3413 277 32947 2231 15.4 1891 7 0.06771 0.00814 45-17 7.71 1.05 44.3 5.41 0.02 0.49 0.10 0.40 0.01 40.59 99.85 3602 203 31660 3256 15.4 1880 8 0.10284 0.00819 45-18 4.57 0.77 48.4 4.48 0.01 0.19 0.14 0.03 0.01 42.43 100.41 2135 26.46 34591 2653 7.74 2439 2 0.07669 0.00317 45-19 2.05 0.10 53.7 0.85 0 0.14 0.16 0.22 0.00 42.61 100.0 959 44.98 38379 482 0 2679 3 0.01255 0
93
45-20 2.34 0.17 53.2 1.24 0 0.21 0.14 0.35 0.01 42.26 100.12 1091 9.4 38021 723 0 2463 5 0.01901 0 AIG11
11-1 0.82 0.13 51.5 3.70 0.01 0.22 0.16 0.11 0.01 43.73 100.46 383 34.39 36849 22.3 7.74 1332 3 0.0006 4.5x10-7 11-2 4.04 0.95 50.6 0.88 0.01 0.35 0.16 0.35 0.05 41.35 98.81 6210 251 36227 530 7.74 18.02 4 0.0146 0.0043 11-3 3.49 0.83 51.8 0.97 0 0.22 0.14 0.35 0.03 41.44 99.34 1630 219 37071 584 0 1926 7 0.0157 0 11-4 1.70 0.41 53.8 0.72 0 0.19 0.15 0.10 0.03 42.49 99.61 794 219 38464 584 0 1850 3 0.0151 0 11-5 1.69 0.57 53.2 0.72 0 0.25 0.16 0.16 0.02 43.96 100.7 789 150 41222 434 0 1580 3 0.0105 0 11-6 0.82 0.30 52.6 2.12 0 0.14 0.15 0.09 0.02 43.29 99.55 383 79.38 37600 1278 0 1704 3 0.0339 0 11-7 1.01 0.31 54.0 0.61 0 0.16 0.16 0.08 0.02 43.11 99.47 471 82 38593 367 0 2018 3 0.0095 0 11-8 0.59 0.14 54.2 1.13 0 0.15 0.17 0.03 0.03 43.52 99.95 275 37.04 38729 681 0 1438 2 0.0175 0 11-9 1.74 0.64 52.8 0.79 0 0.28 0.13 0.10 0.03 42.27 98.78 813 169 37742 476 0 2052 2 0.0126 0 11-10 1.66 0.58 53.0 1.26 0 0.25 0.14 0.15 0.03 42.31 99.38 775 153 37885 759 0 1489 3 0.0200 0 11-11 4.34 12.15 45.3 1.12 0.01 0.53 0.10 0.39 0.01 37.51 101.57 2028 3215 32439 675 7.74 2019 6 0.0208 0 11-12 2.68 1.09 52.5 0.55 0 0.37 0.05 0.25 0.04 41.75 99.32 1252 288 37549 331 0 2291 4 0.0088 0 11-13 0.81 0.27 54.8 0.41 0 0.13 0.16 0.08 0.03 42.58 99.30 378 71.44 39186 247 0 2081 2 0.0063 0 11-14 26.29 4.78 27.5 5.89 0.05 2.66 0.11 0.05 0.05 29.25 99.08 12285 1264 19704 3551 38.7 34 62 0.1802 1.1288 M.Cal 1 4.04 1.44 51.98 0.72 0.01 0.10 0.10 0.11 0.02 42.13 100.64 1891 381 37156 434 7.74 1819 3 0.01168 0.00426 3 2.93 2.96 49.46 0.74 0.00 0.11 0.14 0.02 0.01 43.18 99.56 14093 77 35355 446 0 2284 1 0.00126 0 6 6.10 3.31 49.34 0.25 0.60 0.29 1.06 0.10 0.11 39.71 100.87 293.41 876 35269 150 829 4 0.00425 0.55971 8 2.65 0.48 54.07 0.25 0.00 0.34 0.15 0.03 0.01 42.44 100.72 1240 60 38650 337 0 2210 1 0.00872 0 10 3.57 0.92 50.82 0.56 0.01 0.52 0.21 0.08 0.01 42.45 99.15 1671 243 36327 337 7.74 2485 1 0.00928 0.00311 14 1.37 0.23 53.24 0.51 0.01 0.20 0.18 0.03 0.02 44.96 100.76 658.97 60 38057 307 7.74 3056 2 0.00807 0.00253 17 1.04 0.22 53.57 0.39 0.02 0.34 0.25 0.04 0.01 42.78 98.66 641 58 38292 235 15 2788 2 0.00614 0.00538 18 2.70 1.35 49.58 1.44 0.61 2.09 0.57 0.08 0.09 41.89 100.40 126 357 34440 868 2004 3 0.0252 0.23553 20 2.29 1.65 50.71 0.76 0.01 2.23 0.21 0.31 0.05 41.71 99.91 1101 436 36248 458 7.74 1879 9 0.01264 0.00412
94
TablaII.3: Analises de elementos maiores e traças da Formação Mataojo- Grupo Carapé
Porcentaje em peso % Partes por millón (ppm)
Mostra Si02 Al2O3 CaO MgO MnO Fe2O3 Na2O K2O P2O5 TIO2 PF Total Si Al Ca Mg Mn Sr Rb Mg/Ca Mn/Sr
Lcñ3 3-1 0.01 0.00 33.5 22.0 0.09 0.71 0.16 0.03 0.00 43.65 99.54 0.046 0 23977 13271 69.6 23 3 0.5534 3.03
3-2 0.33 0.14 32.7 21.7 0.07 0.66 0.16 0.11 0.00 45.92 101.81 154 37 23391 13078 54.2 22 3 0.5591 2.46346 3-4 0.29 0.11 33.2 21.9 0.10 0.63 0.17 0.01 0.00 46.39 102.93 135 29 23777 13241 77.4 31 3 0.5558 2.49806 3-5 0.54 0.10 32.7 21.5 0.10 0.71 0.19 0.01 0.00 46.09 102.06 252 26 23406 13006 77.4 34 1 0.5566 2.27765 3-6 0.15 0.05 33.3 21.8 0.11 0.86 0.17 0.01 0.01 46.17 102.71 70.09 13.23 2382 13187 77.4 34 3 0.5536 2.27765 FPU136 3 1.37 0.37 31.0 23.8 0.05 0.58 0.00 0.11 0.01 0.02 44.3 101.6 640 97.9 22169 14368 38.7 60 <10 0.6481 0.6453 4 5 1.13 0.21 30.2 21.7 0.07 0.8 0.00 0.1 0.01 0.01 46.48 100.8 528 55.56 21612 13114 54.2 47 <10 0.6067 1.1531 6 7 0.06 1.03 30.7 21.9 0.13 1.03 0.22 0.02 0.00 0.01 46.85 100.9 15.87 21955 13235 101 105 <10 0.6028 0.9587 8 9 0.81 0.35 32.2 23.8 0.11 0.91 0.00 0.14 0.00 0.01 40.22 98.69 378 157.1 23056 14393 85.1 124 <10 0.6242 0.6869 10 11 12 13 0.34 0.23 32.7 20.5 0.07 0.58 0.00 0.07 0.00 0.01 46.65 101.2 158 60.86 23420 12361 54.2 107 <10 0.5277 0.5065 14 0.93 0.19 30.8 22.3 0.04 0.62 0.00 0.05 0.00 0.04 46.06 101.1 434 50.27 22062 13482 30.9 72 <10 0.6110 0.4301
