UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS FACIOLOGIA E GÊNESE DOS CARBONATOS DO GRUPO BAMBUÍ NA REGIÃO DE ARCOS, ESTADO DE MINAS GERAIS JANE NOBRE LOPES Orientador: Prof. Dr. Armando Márcio Coimbra DISSERTAÇÃO DE MESTRADO Programa de Pós-Graduação em Geologia Sedimentar SÃO PAULO 1995 RESUMO A pesquisa efetuada na região de Arcos, sudoeste do estado de Minas Gerais, visou definir a faciologia e a gênese dos carbonatos do Grupo Bambuí que ocorrem nessa área. A pesquisa constou basicamente de trabalhos de campo e de descrições petrográficas. Análises palinológicas e de raios x foram realizadas em casos específicos. Os carbonatos foram caracterizados em fácies sedimentares, as quais foram agrupadas em conjuntos faciológicos, representativos de ambientes de sedimentação bem definidos. A distribuição espacial desses conjuntos e a sucessão em que ocorrem permitiram a identificação de quatro intervalos de sedimentação de caráter regressivo, os quais constituem um megaciclo regressivo. O Intervalo 1, basal, desenvolveu-se em uma rampa carbonática, talvez do tipo distally steepened. Em ambiente de rampa externa, situado abaixo do nível de ação de ondas normais, mas afetados por eventos de tempestades, desenvolveu-se em sua parte mais distal, um extenso biostroma composto por calcário microbiano críptico, que apresenta intercalações de tempestitos distais (Conjunto de Fácies A1) . O Conjunto de Fácies B1 é composto por tempestitos distais, calcissiltitos, e por calcirruditos relacionados a processos gravitacionais em área de quebra da rampa. Tempestitos proximais, com variações locais de fácies, compõem o Conjunto de Fácies C1. O Conjunto de Fácies D1 é composto por corpos arenosos, os quais constituiam baixios situados a diferentes profundidades, eram afetados pela ação de ondas normais e são o elo de ligação entre as fácies distais de rampa externa e as fácies perilitorâneas, de águas rasas. Onde os corpos arenosos constituíam barreira efetiva, talvez do tipo ilhas-barreiras, terminaram por isolar uma laguna, com planície de maré, onde se desenvolveram dolomitos estromatolíticos (Conjunto de Fácies E1). Onde os corpos arenosos estavam submersos, o ambiente apresentava maior energia, o que propiciou o i desenvolvimento de dolarenitos ooidais que ocorrem associados a estromatólitos de grande porte (Conjunto de Fácies F1). Um evento de exposição subaérea afetou as fácies de topo do Intervalo 1, e provocou dissolução, com abertura de cavidades, formação de brechas de colapso e o desenvolvimento de um possível nível de calcrete laminado. O Intervalo 2 é eminentemente estromatolítico e tem início com rápida subida do nível do mar, que recobriu a plataforma carbonática exposta com águas rasas, em clima quente e semi-árido. Nesse novo espaço instalaram-se planícies de maré cíclicas, com predomínio de estromatólitos estratiformes, que eventualmente apresentam cristais aciculares de anidrita e de gretas de contração, indicando que o ambiente era sujeito à concentração de sais, com ressecações periódicas. Os Intervalos 3 e 4 desenvolveram-se em plataforma carbonática do tipo rimmed shelf e constituem ciclos Oolite-Grainstone, característicos de plataformas carbonáticas amplas e de águas rasas. Biohermas estromatolíticos ocorrem em ambiente de plataforma externa (Conjuntos de Fácies G3 e G4) e de middle shelf (Conjuntos de Fácies H3 e H4), onde corpos oolíticos constituem baixios arenosos. No Intervalo 3, as fácies de middle shelf apresentam gradação para planície de maré lamosa, restrita, de baixa energia (Conjunto de Fácies F3), em direção à linha de costa, a qual guarda semelhanças com ciclos do tipo Lime mud-Sabkha. No Intervalo 4, a presença de corpos oolíticos é mais expressiva e os biohermas estromatolíticos são mais possantes, o que sugere para esse intervalo uma transgressão de maior amplitude. A evolução de uma plataforma carbonática, inicialmente do tipo rampa, para plataforma com quebra de relevo em áreas proximais (rimmed shelf), constitui a regra geral das plataformas proterozóicas, à semelhança com o que ocorre no Fanerozóico. Os principais aspectos diagenéticos observados referem-se à compactação, importante nos carbonatos argilosos; à dissolução, que afeta as litologias de topo do Intervalo 1 e, mais especialmente, à dolomitização, que pode estar relacionada ao ii ambiente deposicional e ser precoce, ou estar relacionada à flutuação da interfácies água doce - água salobra, quando a dolomitização é tardia. iii ABSTRACT The area object of this research is located in the region, in the sotwest part of the stete of Minas Gerais. The purpose of the research is to understand the facies distribuition and the origin of the carbonate sequences of the Bambuí Group that occur in that area. Detailled description of outcrops and petrographic analysis were the principal activities of the research. Palynologic and X-ray analyses were made in some specific cases. The carbonate rocks were classified in sedimentary facies and assembled in facies groups representing well defined environments of sedimentation. The spatial distribuition of these groups of facies and the sequence in which they permitted to identify four Intervals of regressive sedsimentation, constituting a regressive, progradational megacycle. The Interval 1 is basal and developed on a carbonatic ramp, possibly of distally steepened type. In deep ramp, below the faiweather wave base, but affected by storm events, developed a large biostrome composed of cryptical microbial limestone, which presents some distal storm layers (Facies Group A1). The Facies Group B1 is composed by distal storm deposits, specially calcisiltites, and calcirudites related to gravitational processes possible in areas of slope of the ramp. Proximal storm layers, with local facies variations, constitute the Facies Group C1. The Facies Group D1 is composed by sand bodies that constituted shoals at various depths, affected by the action of normal waves. The sand bodies are the linking between the distal facies of the outer ramp and the back ramp facies of shoreline. In some places the sand bodies constituted effective barriers, and possibly permited the development of a beach barrier island-lagoonal sucession, with the formation of a dolomitized stromatolitic facies in the lagoon (Facies Group E1). Where the sand bodies were subaqueous, the environment was of higher energy and propitiated the development of coidal dolostones associated to stromatolites (Facies Group F1). An event of subaerial exposure affected the top facies of the Interval 1 and was responsible for the partial dissolution of the carbonate, with the opening of cavities, development of collapse breccias and possible of a layer of laminated calcrete. The Interval 2 is predominanty stromatolitic and begins with a rapid sea-level rise that covered the exposed carbonatic platform with shallow water, in a hot and semiarid climate. Cyclic tidal flats were installed, composed predominantly by stratiform stromatolites, which occasionally present acicular crystals of anhidrite and polygonal cracks, that indicate that the environment was subjected to salt concentration and periodic dissecation. The Intervals 3 and 4 were developed in a carbonate platform of rimmed shelf type and constituted Oolite-Grainstone Cycles, characteristic of wide shelves with shallow waters, Stromatolitic bioherms occur in external platform environment (Facies Groups G3 and G4) and in the middle shelf (Facies Groups H3 and H4), where oolite bodies constitute shoals. In the Interval 3, the middle shelf facies presents a transition to a restricted tidal flat of low energy (Facies Group F3) whose characteristics are somewhat similar to Lime mud-Sabkha Cycles. In the Interval 4, the presence of oolitie bodies is important and the stromatolitic bioherms are larger than in the Interval 3, suggesting a great sea level fluctuation for this Interval. The evolution of a carbonate platform, initially from the ramp type to a rimmed shelf constitute a common situation in Proterozoic carbonatic platformes, as well as in Fanerozoic ones. Compaction, dissolution and dolomitzation are the principal diagenetic aspects described in the area. Compaction is significant in the argillaceous limestones, and dissolution affects the top litologies of Interval 1. Dolomitization is the principal diagenetic aspect, and may be either related to depositional environment (an early dolomitization) or related do fluctuation of the meteoric-marine mixing zone (a late dolomitization). AGRADECIMENTOS A realização desse trabalho foi possível graças à colaboração e estímulo de várias pessoas e instituições. Entre as instituições cumpre ressaltar a Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM), o Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo, a Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Ensino Superior (CAPES), o Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico(CNPq) - Convênio RHAE, o Centre Géologique et Géophysique - CGG - CNRS, da Universidade de Montpellier, a Companhia Siderúrgica Nacional - CSN e a Companhia de Mineração Minas Gerais - COMIG. Entre as pessoas de que me auxiliaram, agradeço especialmente ao Prof. Dr. Armando Márcio Coimbra, meu orientador, pela preciosa colaboração e paciência no decorrer dos trabalhos, e especialmente por todos os contratempos, que não foram poucos. Agradeço imensamente à Doutora Janine Bertrand-Sarfati e Professor Paulo Tibana, pelo enorme apoio, boa vontade e disponibilidade, o que me ajudou imensamente. À Doutora Janine Sarfati agradeço ainda a generosa acolhida quando da minha estada em Montpellier e o apoio fundamental para o estudo da microestrutura de estromatólitos. Ao Professor Tibana, agradeço ainda a permissão e orientação, quando da obtenção de microfotografias na UNICAMP. Ao Prof. Dr. Thomas R. Fairchild, agradeço a paciência com as discussões no início do curso de pós-graduação e a cessão de material fotográfico para a dissertação. No âmbito da CPRM, agradeço ao geólogo Valter José Marques, à época, Superintendente de Recursos Minerais, SUREMI, por ter permitido que eu desenvolvesse o projeto de pós-graduação, ao Superintendente da SUREG/Belo Horizonte, Osvaldo Castanheira, pela boa vontade e cessão de veículos e motorista, o que foi fundamental no desenrolar dos trabalhos, bem como à secretária Valéria, por todas as gentilezas; mais especialmente, agradeço ao sr. José da Paz, excelente motorista, que me acompanhou na maior parte das etapas de campo, e cuja disposição e gentileza, tornaram o trabalho de campo extremamente eficiente e gratificante. No DEGEO, agradeço a Fátima da Conceição de Oliveira Ramos e Martim Elias Dias, pelo apoio prestado. Agradeço também ao desenhista cartógrafo Luiz Guilherme de A. vii Frazão, responsável pelo setor de desenho do Centro de Cartografia, CECAR, e à sua equipe, pelo apoio, presteza e boa vontade, sem a qual não teria sido possível obter o material de desenho tão prontamente. Na região de Arcos, no âmbito da CSN, agradeço ao Superintendente da Mina da Bocaina, Eng. Luiz Antônio Cipriani, pela facilidade de acesso, apoio logístico e gentileza, em todas as inúmeras vezes em que lá estive; agradeço ainda ao Eng. geólogo Antônio Salvador R. da Silva, pelo apoio e camaradagem no decorrer dos trabalhos, bem como a todos que, como o Eng. Vannyr, sempre me receberam com gentileza, cordialidade e interesse pelo trabalho desenvolvido. Na COMIG, agradeço a autorização para trabalhar em suas áreas de lavra, bem como a gentileza de todos os que me atenderam, em especial o sr. Li Queiroz e a secretária Carminha. No Laboratório de Sedimentologia do Instituto de Geociências da Usp, sempre contei com a ajuda e gentileza da Elaine, a qual me ajudou inúmeras vezes a resolver problemas que a distância criava. Também agradeço ao Sérgio Luis Fabris de Matos pelas inúmeras vezes que resolveu problemas burocráticos em meu lugar, o que muito me ajudou. Finalmente agradeço à amiga Vera Nouer Hempel e a todos os seus pela calorosa acolhida nas inúmeras vezes que lá estive hospedada, o que foi fundamental para o bom desenrolar dos trabalhos. A todos, muito obrigada! viii ÍNDICE 1 - INTRODUÇÃO E OBJETIVOS ............................................................................ 1 2 - GRUPO BAMBUÍ ................................................................................................. 3 2.1 - HISTÓRICO DO CONHECIMENTO ................................................................. 3 2.2 - ESTRATIGRAFIA ................................................................................ 10 2.3 - EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR .............................................. 12 2.4 - LOCALIZAÇÃO DA ÁREA PESQUISADA E GEOLOGIA LOCAL ....... 12 3 - MATERIAIS E MÉTODOS ................................................................................... 16 4 - DESCRIÇÃO DAS ROCHAS CARBONÁTICAS ................................................. 20 4.1 - CARBONATOS DETRÍTICOS ............................................................. 20 4.1.1 - Pelóides ............................................................................... 20 4.1.2 - Intraclastos ........................................................................... 22 4.1.3 - Oólitos .................................................................................. 22 4.1.4 - Oóides .................................................................................. 23 4.1.5 - Oncólitos .............................................................................. 23 4.1.6 - Bioclastos ............................................................................. 25 4.2 - LAMA CARBONÁTICA ........................................................................ 27 4.3 - BIOCONSTRUÇÕES ........................................................................... 27 4.4 - CLASSIFICAÇÕES ADOTADAS PARA AS ROCHAS CARBONÁTICAS DETRÍTICAS ........................................................... 28 4.4.1 - Classificação de Folk (1959,1962) ........................................ 28 4.4.2 - Classificação de Dunham (1962) ........................................... 29 4.4.3 - Classificação de Embry & Klovan (1971) ............................... 32 5 - DESCRIÇÃO DE FÁCIES ................................................................................... 33 5.1 - FÁCIES Cm - Calcário microbiano críptico .......................................... 41 5.2 - FÁCIES Cs - Calcissiltitos ................................................................... 49 5.3 - FÁCIES Cr - Calcirruditos .................................................................... 52 5.4 - FÁCIES Crg - Calcirruditos/calcarenitos com gradação normal .......... 56 5.5 - FÁCIES Crf - Calcirruditos sustentados pela matriz ............................ 60 5.6 - FÁCIES CaCrD - Calcarenitos/ calcirruditos dolomíticos com granodecrescência ascendente .......................................................... 62 ix 5.7 - FÁCIES CaDz - Calcarenito dolomítico com estratificação cruzada ... 64 5.8 - FÁCIES CaDa - Calcarenito dolomítico com estratificação cruzada acanalada .......................................................................................... 67 5.9 - FÁCIES Dcc - Dolomito calcítico ......................................................... 69 5.10 - FÁCIES DEd - Dolomito estromatolítico com elementos dômicos de pequeno porte ................................................................................ 71 5.11 - FÁCIES DEdc - Dolomito estromatolítico com formas dômicas e colunares associado a dolarenito ooidal ....................................... 71 5.12 - FÁCIES DEcp - Dolomito estromatolítico com formas colunares a pseudocolunares ............................................................................ 74 5.13 - FÁCIES DEb - Dolomito estromatolítico estratiforme com brecha de dissolução associada .................................................................... 77 5.14 - FÁCIES Dl - Dolomito com laminação irregular ................................. 77 5.15 - FÁCIES DEes - Dolomitos estromatolíticos estratiformes e intercalações de dolomitos não estromatolíticos ............................. 80 5.15.1 - Dolomitos não estromatolíticos .......................................... 80 5.15.2 - Dolomitos estromatolíticos estratiformes ........................... 83 5.15.3 - Dolomito laminado ............................................................. 94 5.16 - FÁCIES CE - Calcários estromatolíticos ............................................ 94 5.17 - FÁCIES Cait - Calcarenitos intraclásticos ......................................... 102 5.18 - FÁCIES Caoo - Calcarenitos oolíticos ................................................106 5.19 - FÁCIES Can - Calcarenitos neomorfizados ....................................... 114 5.20 - FÁCIES CaCl - Calcarenito com intercalações de calcilutitos ........... 114 5.21 - FÁCIES Cll - Calcilutito laminado ...................................................... 117 5.22 - FÁCIES Csl - Calcissiltitos laminados ............................................... 117 5.23 - FÁCIES MRG - Margas ..................................................................... 121 6 - DIAGÊNESE ........................................................................................................ 123 6.1 - COMPACTAÇÃO ................................................................................. 123 6.2 - CIMENTAÇÃO ..................................................................................... 123 6.3 - DISSOLUÇÃO .................................................................................... 125 6.4 - NEOMORFISMO ................................................................................ 125 6.5 - SUBSTITUIÇÃO ................................................................................. 126 6.5.1 - Silicificação .......................................................................... 126 x 6.5.2 - Dolomitização ...................................................................... 126 7 - MODELO DEPOSICIONAL ................................................................................. 129 7.1 - INTERVALO 1 ...................................................................................... 129 7.2 - INTERVALO 2 ...................................................................................... 140 7.3 - INTERVALO 3 ...................................................................................... 142 7.4 - INTERVALO 4 ...................................................................................... 145 7.5 - DISCUSSÃO DOS MODELOS DE PLATAFORMA ADOTADOS ........................................................................................ 148 8 - CONCLUSÕES FINAIS ....................................................................................... 150 9 - REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .................................................................... 155 xi ÍNDICE DAS FIGURAS Figura 1 - O Cráton do São Francisco e suas faixas marginais ...........2 Figura 2 - Evolução das subdivisões estratigráficas propostas para o Grupo Bambuí ..............................................5 Figura 3 - Localização da área Pesquisada .............................................13 Figura 4 - Esboço geológico da região do alto Rio São Francisco, dividido em domínio estruturais ..............15 Figura 5 - Classificação de Folk (1962) para rochas carbonáticas e texturas de carbonatos .......................................30 Figura 6 - Classificações de Dunham (1962) e Embry & Klovan (1971) para rochas carbonáticas ...................31 Figura 7 - Distribuição das fácies e estruturas sedimentares no Perfil 1, na Mina da Bocaina ..................................................38 Figura 8 - Distribuição das fácies e estruturas sedimentares no perfil composto pelas seções dos perfis 2 e 4, na entrada e na mina em atividade da COMIG .........................39 Figura 9 - Distribuição das fácies e estruturas sedimentares do Perfil 3, na mina abandonada da COMIG .............................40 Figura 10 - Detale das fácies Cr, Cs e Crg, no Perfil 2, na entrada da COMIG ................................................................57 Figura 11 - Correlação das fácies e Conjuntos Faciológicos no Intervalo 1 ..............................................................................131 Figura 12 – rampa ..........................................................................................132 Figura 13 - Intervalo 2....................................................................................143 Figura 14 - Intervalo 3.....................................................................................146 Figura 15 - Intervalo 4. ....................................................................................... xii ÍNDICE DAS TABELAS Tabela 1 - Descrição das fácies de carbonatos detríticos ......................35 Tabela 2 - Descrição das fácies de bioconstruções ................................37 Tabela 3 - Conjuntos Faciológicos ..................................................130 xiii DISSERTAÇÃO DE MESTRADO - GRUPO BAMBUÍ 1 - INTRODUÇÃO E OBJETIVOS Este texto apresenta uma síntese do histórico do conhecimento do Grupo Bambuí, os principais trabalhos referentes à área estudada, materiais e métodos utilizados na pesquisa e os resultados obtidos com o levantamento da seção carbonática exposta na região de Arcos, no centro- oeste do estado de Minas Gerais. O Grupo Bambuí insere-se na Bacia do São Francisco, ocupando uma área superior a 200.000 Km2, e constitui uma cobertura de plataforma sobre o Cráton do São Francisco (Figura 1), um extenso núcleo estabilizado ao final do Ciclo Transamazônico (1,8 - 2,0 Ga), e margeado por faixas de dobramento de idade brasiliana (700 - 500Ma). Os objetivos desta pesquisa, desenvolvida a partir do estudo detalhado dos carbonatos do Grupo Bambuí aflorantes na porção sudeste da Bacia do São Francisco, são: 1 - o estabelecimento da seção geológica da área; 2 - o reconhecimento de conjuntos e sucessões faciológicas que permitam caracterizar ciclos de sedimentação; 3 - a identificação dos estromatólitos quanto à sua morfologia e significado ambiental; 4 - a reconstituição paleogeográfica da área; 5 - a identificação dos principais aspectos diagenéticos dos carbonatos. 1 2 - GRUPO BAMBUÍ 2.1 - HISTÓRICO DO CONHECIMENTO As primeiras referências feitas à geologia da área ocupada pelo Grupo Bambuí remontam ao século dezenove. Constituem, no geral, roteiros de viagens, onde são descritos os aspectos geográficos, geológicos, botânicos e climáticos da região percorrida. Um dos primeiros trabalhos de cunho geológico foi o de Eschwege, em 1832 (apud Costa et al. 1970), que descreveu na cachoeira de Pirapora, uma formação arenosa, essencialmente horizontal, superposta a xistos argilosos mais antigos, a qual denominou de "Arenito Pirapora". A seqüência de calcários, xistos e arenitos que ocorre na região foi por ele considerada como pertencente aos "Terrenos de Transição" (Uebergansgebirge), sendo essa a primeira designação estratigráfica aplicada ao Grupo Bambuí. Derby (1880), em seu "Reconhecimento Geológico do Valle de São Francisco", discorre sobre a geologia e a topografia da região percorrida, descreve o grés exposto na cachoeira de Pirapora, a serra do Caboclo e as extensas regiões constituídas por calcários. Ainda em 1880, Derby publicou "Contribuição à Geologia do Rio São Francisco", onde descreve seqüências pelíticas e carbonáticas, fazendo referência ao Calcário do São Francisco, sem no entanto propor formalmente o termo. Em 1917, Rimann cunhou o termo "Série Bambuí" para descrever os "xistos argilosos e argilas xistosas" sobrepostos aos "xistos cristalinos da Série Minas", que ocorrem na região da Serra da Mata da Corda, a oeste do rio São Francisco. Rimann considerou a "Série Bambuí" de idade siluriana, embora não com certeza, baseado nos fósseis identificados por Derby (1880), nas "rochas calcárias da mesma formação em Bom Jesus da Lapa". Freiberg, em 1932, num dos mais importantes trabalhos da época sobre a geologia e a estratigrafia da região central de Minas Gerais e em especial sobre a "Série Bambuí", distingue, seguindo idéia de Rimann, duas seqüências, que denominou Camadas Indaiá e Camadas Gerais. Nas Camadas Indaiá, dobradas, predominam rochas argilo-arenosas, os "xistos da Série Bambuí", com lentes de calcário, às vezes de grandes proporções. As Camadas Gerais são horizontalizadas, com predomínio de "xistos argilosos, xistos quartzíticos, quartzitos em placas", além de "quartzitos maciços ou em bancos espessos" e calcários. 3 Freiberg discute as várias idades aventadas para a "Série Bambuí" e, após criterioso juízo, coloca as Camadas Gerais no Devoniano. Miranda (1951 e 1952) quando em viagens ao município de Bambuí, descreve o Conglomerado Samburá, considerado por alguns autores como a unidade basal do Grupo Bambuí. Nos anos sessenta, começaramm a surgir importantes trabalhos de cunho estratigráfico, como o de Costa & Branco (Figura 2), que em 1961, fizeram a primeira tentativa após Freiberg (1932), de estabelecer uma divisão litoestratigráfica de âmbito regional, quando da elaboração da seção estratigráfica entre Belo Horizonte e Brasília. Dividiram a "Série Bambuí" nas formações Carrancas, Sete Lagoas e Rio Paraopeba, esta última composta pelos membros Serra de Santa Helena (base), Lagoa do Jacaré, Três Marias, e no topo, Serra da Saudade. No trabalho original, a Formação Paraopeba está referida como Formação Rio Piracicaba, mas Baptista et al. (1984), constataram tratar-se de um erro de impressão. Os autores traçaram também o primeiro esboço do ambiente deposicional dos diferentes membros da série, considerando que a sedimentação inicialmente deu-se em águas profundas e tranqüilas, passando a águas rasas, com maior turbulência no topo da seqüência, "à medida que a bacia foi se enchendo". Consideraram os limites da série no vale do rio São Francisco como sendo de origem tectônica, ao longo de falhas de empurrão, onde as rochas apresentam-se fortemente deformadas. Quanto à idade, acreditaram que a série não deve ser mais nova que o Cambriano. Barbosa, em 1965, sugere nova subdivisão para a série e coloca o Conglomerado Samburá (Miranda op. cit.) como unidade basal, elevando-o à condição de formação. Considera-o como indicativo de uma transgressão marinha. Oliveira (1967), trabalhando na parte sul da bacia do São Francisco, modificou a divisão da "Série Bambuí" proposta por Costa & Branco (1961), subdividindo-a nas formações Vila Chapada (composta por dois membros), Sete Lagoas, Serra de Santa Helena e Lagoa do Jacaré, as quais compõem o nível estratigráfico inferior do Grupo São Francisco; a Formação Três Marias constituiria o nível estratigráfico superior. Deve-se a Almeida (1967), a classificação da "Série Bambuí" na categoria de grupo. Braun, em 1968, resumiu a estratigrafia do Grupo Bambuí a três formações. A formação basal foi denominada Paranoá. A intermediária é a Formação Paraopeba, composta pelas fácies Samburá (basal), Sete Lagoas, Serra de Santa Helena e Lagoa do Jacaré; a Formação Três Marias é a unidade de topo do Grupo Bambuí. 4 Barbosa et al. (1970) consideraram a idade do Grupo Bambuí situada entre o Precambriano Superior e o Cambriano Inferior. Dardenne, em 1978, procurando estabelecer correlações litoestratigráficas na bacia, buscou a uniformização da nomenclatura estratigráfica, a partir da divisão estratigráfica proposta por Costa & Branco (1961). Assim, dividiu o Grupo Bambuí nas formações Jequitaí (basal), Sete Lagoas, Serra de Santa Helena, Lagoa do Jacaré, Serra da Saudade e Três Marias . Marini et al. em 1978 incluem o Conglomerado Samburá na Formação Jequitaí. Couto & Bez, em 1981, discutem a problemática da Glaciação Jequitaí e sua inserção como base do Grupo Bambuí. Consideraram que a unidade portadora de tilitos deveria ser considerada como uma unidade em separado, discordante em relação ao Grupo Bambuí. Na base do grupo ficariam apenas os conglomerados descontínuos e de pequena espessura, como o Conglomerado Carrancas (Costa & Branco 1961). Os Tilitos Jequitaí passariam a pertencer ao Grupo Macaúbas. Confirmam assim as observações de Oliveira (1967), que baseado em critérios estratigráficos e paleoclimáticos, considerou a Formação Jequitaí como uma unidade discordante em relação ao Grupo Bambuí. Karfunkel & Hoppe (1988) incluem o Conglomerado Samburá na Formação Ibiá (Barbosa et al. 1970) e a correlacionam aos grupos Macaúbas e São João Del Rey e à Formação Bebedouro, considerados como tendo sido depositados em ambiente glacial ou sob influência glacial. Madalosso & Veronese (1978), trabalhando na região sudoeste da Bacia do São Francisco, foram os primeiros a abordar o Grupo Bambuí em detalhe, discutindo os seus aspectos litológicos e ambientes de sedimentação. Enquadraram as litologias dessa área na Formação Paraopeba (Braun 1968) e as dividiram em duas fácies, pelítica e carbonática. A Fácies Carbonática predomina na região de Arcos e Pains, ocorrendo também nas proximidades de Lagoa da Prata e Moema. É constituída por calcários, dolomitos e margas. Essa fácies foi subdividida em 7 unidades litoestratigráficas, sendo constituída, da base para o topo, por margas, calcário plaqueado, caracterizado por um calcário preto, carbonoso, fétido, no geral micrítico. Segue-se um pacote de calcarenitos e brechas que apresentam laminações cruzadas planares de porte médio. Acima ocorre um dolomito sacaróide calcífero, de cor cinza, poroso e maciço, com porções micríticas, laminadas, onde se observam vestígios de oólitos, pelóides e intraclastos. 6 A seguir vem o dolomito laminado, calcífero, onde se observam estromatólitos colunares do tipo SH e LLH-C (Logan et al. 1964), bem como laminações algáceas, que ocasionalmente podem conter intercalações centimétricas de dolarenitos. O calcário com estromatólitos é constituído por calcário preto, com estromatólitos do tipo SH (Logan et al. 1964); contém nódulos e lentes de sílex preto, bem como pequenas lentes de material silto-argiloso. O calcário de topo é de cor preta, micrítico e pode conter delgadas intercalações de material argilo-carbonoso ou níveis oolíticos. Apresenta lentes de sílex preto. Segundo Madalosso & Veronese (1978), as rochas do Grupo Bambuí resultam de 3 ciclos regressivos após transgressões marinhas e são separados por hiato deposicional ou evento de exposição subaérea. Consideram que a deposição inicial dos carbonatos se deu sobre um alto, com a sedimentação dos sedimentos pelíticos em áreas de profundidade média e águas calmas. Magalhães (1989) trabalhando na região centro-oeste do estado de Minas Gerais, dá ênfase ao aspecto estrutural dos sedimentos do Grupo Bambuí, mas aborda também o aspecto estratigráfico e os ambientes de sedimentação. Divide o Grupo Bambuí em quatro fácies, denominadas, da base para o topo: Conglomerática, Pelítica, Carbonática e Psamo-Pelítica. A Fácies Conglomerática faz contato basal com as rochas do Grupo Canastra ou do embasamento gnaíssico-migmatítico. A Fácies Pelítica é composta predominantemente por argilitos, com intercalações subordinadas de siltitos. A Fácies Carbonática foi dividida em 6 unidades distintas: Calcilutitos e margas constituem a unidade basal, sendo seguida por calcarenitos de coloração cinza escuro, onde são identificados níveis de brechas e níveis finamente estratificados, de aspecto plaqueado, com lâmina de argila no plano de acamamento. As brechas contém intraclastos lamelares e ocorrem tanto nos calcarenitos como nos níveis plaqueados. A seguir tem-se o calcarenito dolomítico, que corresponde ao dolomito sacaróide de Madalosso & Veronese (1978). Os dolarenitos são de cor cinza claro, com laminações algáceas e estromatólitos do tipo SH e LLH-C (Logan et al. 1964). O pacote de calcarenito estromatolítico/dolarenito calcítico/calcirrudito dolomítico é de cor preta, apresenta lentes de sílex e tem, no topo, níveis com gretas de contração. Os estromatólitos são predominantemente do tipo SH. O calcário de topo é preto e apresenta intercalações centimétricas a milimétricas de argila. 7 A Fácies Psamo-Pelítica contém argilitos na base, que passam a argilitos com intercalações de siltitos e, mais raramente, a arenitos no topo. Quanto ao ambiente de sedimentação, a Fácies Conglomerática foi considerada como tendo sido depositada em ambiente subaéreo ou subaquoso, correspondendo, provavelmente, a depósitos de leques aluviais. Como o alinhamento dessas litologias (NW-SE) é paralelo a falhas transcorrentes que ocorrem na área, sua origem pode estar relacionada a falhamentos ativos durante a sedimentação. A Fácies Pelítica indicaria ambiente de águas calmas, sem influência de ondas. As margas e calcilutitos basais da fácies carbonática teriam se depositado em zona de plataforma externa; os níveis de calcarenitos plaqueados teriam se depositado em águas calmas e relativamente profundas, como denotam as intercalações pelíticas e carbonáticas; os calcarenitos sugerem ambiente de águas rasas e agitadas, como evidenciado pelas laminações cruzadas, marcas onduladas e oóides presentes nessa unidade; a unidade de topo da Fácies Carbonática indica ambiente de águas rasas com exposição subaérea. Segundo Magalhães (1989), as variações litológicas observadas nas diferentes unidades da Fácies Carbonática indicariam um grande ciclo de deposição progradante. Esse megaciclo pode ser dividido em ciclos menores, com mudanças no ambiente deposicional, como evidenciado pelas diferentes intercalações litológicas presentes. Os dolomitos teriam se originado através de dolomitização de carbonatos, em ambiente marinho próximo à praia, na interface água do mar/água meteórica. A Fácies Psamo-Pelítica indicaria o afogamento da bacia em nova transgressão. A bacia de deposição dessas litologias, à exceção dos conglomerados, teria um gradiente muito fraco e águas rasas, com um complexo de barras submersas em plataforma progradante. Quanto ao aspecto metamórfico, os sedimentos do Grupo Bambuí são considerados por diversos autores como pouco ou nada metamorfisados, mas no geral é aceito que o grau de metamorfismo aumenta do centro para os bordos da bacia, em direção às faixas de dobramento, onde atingem a fácies xisto verde. Scholl (1976), estudando o grau de cristalinidade das illitas nas litologias do Grupo Bambuí, verificou a ausência de metamorfismo nos sedimentos próximos ao rio São Francisco, evidenciando um aumento gradual do mesmo em direção à Serra do Espinhaço. Bonhomme (1976), também estudando a cristalinidade das illitas nos sedimentos do Grupo Bambuí, em Minas Gerais, verificou que a influência do metamorfismo ligado ao 8 Ciclo Brasiliano é mais intensa do que parece quando se observa a rocha macroscopicamente. Nas regiões de João Pinheiro e Pirapora, identificou vermiculita de origem metamórfica e nos horizontes calcários da jazida de fosfato de Cedro do Abaeté encontrou "esmectita metamórfica". O autor situa em torno de 600 Ma o evento metamórfico que afetou essas rochas. De toda a área estudada, apenas a região de Januária revelou-se "isenta de qualquer evento termo-tectônico sensível". Como se observou anteriormente, a possível idade dos terrenos atualmente relacionados ao Grupo Bambuí é discutida, baseada em diferentes critérios, desde os primeiros trabalhos, tendo se iniciado, segundo Freiberg (1932), com Liais (1872). Bonhomme (1967) obteve, com datações Rb/Sr em calcários pretos, uma idade de cerca de 620 Ma em Januária, que corresponderia à fase principal do Ciclo Orogênico Brasiliano; seria um valor mínimo para a idade real do Grupo Bambuí, o que o coloca seguramente no Proterozóico Superior. As illitas ferromagnesianas de Cedro do Abaeté forneceram idades de 445 ± 25 Ma, o que refletiria eventos posteriores ao Ciclo Brasiliano. Baseando-se em estromatólitos que ocorrem no município de Sete Lagoas e que foram caracterizados como sendo do tipo Gymnosolenida, Marchese (1974) atribuiu ao Grupo Bambuí idades entre 650 e 950 Ma, situando-o no Rifeano Superior. Brito Neves et al. (1979), situam a deposição do Grupo Bambuí entre 1,2 e 1,0 Ga, tendo sofrido deformação e metamorfismo entre 650 e 500 Ma, no Ciclo Brasiliano. Definiram ainda eventos pós-brasilianos, com ajustamentos finais de blocos, com idades variando entre 500 e 400 Ma. Couto et al. (1981) obtiveram através de datações Rb/Sr em rochas do Grupo Bambuí, uma seqüência de idades de 640 ± 15, 620 ± 40 e 590 ± 40 Ma; valores esses interpretados como correspondendo a três eventos deposicionais do referido grupo. Kawashita et al. (1987), utilizando das razões 87Sr/86Sr nos carbonatos, estimaram idades de 680 e 570 Ma para a deposição de rochas carbonáticas. Babinsky (1993) em sua tese de doutourado estabeleceu os procedimentos químico-analíticos envolvidos na datação de rochas carbonáticas pela metodologia Pb/Pb e sua aplicação na determinação de idades de deposição e deformação dos carbonatos do Grupo Bambuí na porção sul da bacia do São Francisco. As litologias aflorantes no extremo sul da área estudada foram consideradas pela autora como pertencentes à Formação Sete Lagoas (Costa & Branco 1961). Amostras coletadas nas proximidades de Moema (MF-7), em rochas sem evidência de deformação mesoscópica, forneceram isócrona Pb/Pb, com idade de 686 ± 69 Ma, considerada como representando a idade mínima de deposição dos carbonatos. Amostras coletadas em Pedreira da CAMIG situada 9 na estrada Arcos-Pains forneceram idade de 520 ± 53Ma, considerada como correspondendo a uma época de rehomogeinização isotópica de Pb, provavelmente relacionada aos estágios finais do Ciclo Brasiliano. Uma idade de 872 ± 290Ma, obtida em calcários afetados por tectonismo na estrada Pains-Arcos, foi julgada questionável. A autora considera que embora não existam dados conclusivos sobre a idade de deposição das rochas do Grupo Bambuí, sua deposição provavelmente ocorreu no Rifeano Superior, entre 950 e 650 Ma, em concordancia também com dados paleontológicos (acritarcas). 2.2 - ESTRATIGRAFIA Estratigraficamente, o Grupo Bambuí pertence ao Supergrupo São Francisco, como definido por Pflug & Renger, em 1973. Atualmente, duas divisões são as mais aceitas para o grupo. A estratigrafia proposta pelo Projeto RADAMBRASIL (1982), em seu relatório sobre a Folha Brasília-SD.23, formaliza modificações na divisão estratigráfica proposta por Dardenne, em 1978 (Figura 2). Exclui a Formação Jequitaí da base do Grupo Bambuí, como anteriormente sugerido por Oliveira (1967) e Couto & Bez (1981), situando-a no Grupo Macaúbas. As demais formações, à exceção da Três Marias, são reunidas sob a denominação de Subgrupo Paraopeba. Como unidade basal do Grupo Bambuí, estariam corpos conglomeráticos delgados e descontínuos, como os denominados Conglomerado Samburá (Miranda 1951) e Conglomerado Carrancas (Costa & Branco 1961), entre outros. Schobbenhaus et al. (1984), baseados principalmente nos trabalhos de Costa & Branco (1961) e Dardenne (1978), mantêm no Grupo Bambuí a Formação Jequitaí como unidade basal, seguida pelas formações Sete Lagoas, Serra de Santa Helena, Lagoa do Jacaré e Serra da Saudade, que constituem o Subgrupo Paraopeba; a Formação Três Marias, constitui a unidade de topo do grupo. Neste trabalho é adotada a estratigrafia proposta pelo Projeto RADAMBRASIL (1982), por se considerar que o aspecto paleoclimático, que caracteriza a Formação Jequitaí, não é compatível com o ambiente de sedimentação característico de rochas carbonáticas. Subgrupo Paraopeba - Conglomerado basal - É composto por corpos descontínuos e de pequena extensão de conglomerados polimíticos, de aspecto diamictítico, e arenitos conglomeráticos. Foram 10 descritos em vários locais, recebendo denominações próprias, como Conglomerado Samburá (Miranda 1951), descrito na região de Bambuí, e Conglomerado Carrancas (Branco & Costa 1961), entre outros. - Formação Sete Lagoas (Costa & Branco 1961) - É composta predominantemente por calcários e dolomitos. Margas e pelitos no geral ocorrem subordinadamente e constituem corpos lenticulares de dimensões variadas. As rochas carbonáticas ocorrem como horizontes contínuos, ou localmente, como corpos lenticulares. - Formação Serra de Santa Helena (Costa & Branco 1961) - Constituída predominantemente por pelitos, com siltitos, argilitos, ardósias e folhelhos esverdeados; secundariamente, ocorrem intercalações lenticulares de calcário cinza escuro e margas. - Formação Lagoa do Jacaré (Costa & Branco 1961) - É composta predominantemente por calcários pretos a cinza compondo extensos horizontes. Apresenta níveis oolíticos ricos em matéria orgânica e intercalações de margas e pelitos, no geral siltitos e folhelhos. - Formação Serra da Saudade (Costa & Branco 1961) - Constitui a unidade de topo do Subgrupo Paraopeba, com siltitos, folhelhos e ardósias de cor esverdeada. Localmente, contém pequenas lentes de calcário cinza claro e margas. Formação Três Marias - Formação Três Marias (Costa & Branco 1961) - É constituída por siltitos, arcóseos e arenitos arcoseanos de cor cinza esverdeado. O contato com a formação sotoposta é concordante, freqüentemente de caráter transicional. 2.3 - EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR Os principais autores que tratam da evolução tectono-sedimentar da Bacia do São Francisco não são unânimes com relação ao tipo de bacia que representaria, e seu processo evolutivo. Kiang et al. (1988), sugerem que a Bacia do São Francisco, pode ser comparada, em princípio, a fold/thrust belts e complexos de bacias foreland. Sugerem que na fase 11 distensiva inicial da evolução da bacia, no Proterozóico Médio (Rifeano), teriam se depositado as seqüências sedimentares dos grupos Paranoá/ Canastra, Supergrupo Espinhaço e talvez parte do Grupo Bambuí. Com a mudança da polaridade, no Brasiliano (Vendiano), teria havido uma inversão do regime tectônico, com desenvolvimento de bacias foreland, induzidas por flexuras resultantes de reajustamento isostático. Ao menos parte, senão todo o Subgrupo Paraopeba, teria sido depositado nessa fase, em regime extensional. A Formação Três Marias constituiria o único registro sedimentar depositado em resposta à tectônica colisional. Alkmin et al. (1989), não concordam inteiramente com as idéias de Kiang et al. (op. cit.). Consideram que as unidades basais do Supergrupo São Francisco, à exceção do Grupo Macaúbas, que teria sido depositado sob influência glacial, representariam expansões das bacias marginais ao Cráton do São Francisco. A inversão parcial da bacia teria se dado quando da geração das faixas de dobramento, durante o Ciclo Brasiliano. Os autores dividem a porção sul da bacia em 4 compartimentos, com evolução estrutural distinta. Os compartimentos de leste e oeste são marginais ao cráton e sofreram influência das faixas de dobramentos, enquanto os compartimentos centrais foram poupados da deformação. Acreditam que um possível comportamento da Bacia do São Francisco como uma bacia do tipo foreland, poderia estar registrado apenas pelos sedimentos da Formação Três Marias. 2.4 - LOCALIZAÇÃO DA ÁREA PESQUISADA E GEOLOGIA LOCAL A área de estudo situa-se na região do alto rio São Francisco, na porção sudoeste do estado de Minas Gerais, entre as latitudes 200 15' e 200 30' sul e longitudes 450 30' e 450 45' oeste (Figura 3). Na região de Arcos, as rochas carbonáticas prolongam-se para norte, ao longo do vale do rio São Francisco. A oeste/sudoeste os sedimentos do Grupo Bambuí são limitado pelos metassedimentos do Grupo Canastra (Barbosa 1955), do Proterozóico Médio; a sul, pela seqüência vulcano-sedimentar tipo greenstone belt de Piumhi, de idade arqueana, e por metamorfitos do Grupo Araxá (Barbosa 1955), do Proterozóico Médio; a leste, já na área trabalhada, o limite é feito com terrenos gnáissico-migmatíticos, de idade arqueana. Estruturalmente, as rochas do Grupo Bambuí na porção sudoeste da Bacia do São Francisco apresentam "um acervo estrutural dominado por falhas inversas/de empurrão e 12 de rejeito direcional", resultantes de esforços tectônicos que atuaram de oeste para leste, segundo Magalhães (1989). O autor individualiza na área os Domínios Estruturais 1 e 2, separados por uma Zona de Transição. O Domínio 1 acha-se afetado por sistemas de falhas transcorrentes; a Zona de Transição corresponde a uma faixa de direção Norte-Sul entre os domínios 1 e 2 e é caracterizada por significativo decréscimo na magnitude da deformação. No Domínio 2, as rochas no geral não são afetadas tectonicamente, observando-se apenas suaves ondulações locais. A área estudada situa-se em parte na Zona de Transição e em parte no Domínio 2 (Figura 4). 14 3 - MATERIAIS E MÉTODOS No decorrer das pesquisas foram desenvolvidos trabalhos de campo, de laboratório e finalmente o tratamento dos dados coletados. Os trabalhos de campo constaram basicamente do levantamento de seções de rochas carbonáticas expostas nas proximidades da cidade de Arcos: ao longo das rodovias Arcos-Pains (1) e Arcos-Iguatama (1), em pedreiras da COMIG (3) e na Mina da Bocaina-CSN, totalizando 6 seções estudadas. A seção geológica acessível mais completa da área é a da Mina da Bocaina (CSN). As seções foram levantadas nas escalas 1:50 e/ou 1:100, verticais. Quando possível, as seções foram medidas; nos demais casos as espessuras foram estimadas. Na maioria das vezes, as seções foram levantadas em locais distantes entre si de até dezenas de metros, mas sempre acompanhando níveis estratigráficos de referência. Nos levantamentos efetuados, foram identificados os diferentes tipos litológicos, as estruturas sedimentares, organossedimentares e as feições estruturais e de compactação. Variações de cor, de espessura dos estratos e os tipos de contato também foram anotados. A seção levantada na Mina da Bocaina (Companhia Siderúrgica Nacional - CSN), é referenciada no texto como Perfil 1 (Prancha 1). As seções geológicas em áreas da COMIG, são denominadas de Perfil 2 (área de afloramento na entrada da companhia e pequena área contígua de lavra desativada); como Perfil 3 a mina grande, abandonada e Perfil 4 a área atualmente em lavra da COMIG (Pranchas 1 e 2). A seção geológica constituída por pequenos afloramentos descontínuos na estrada Arcos- Pains foi denominada de Perfil 5 e o pequeno afloramento de margas na BR-354, nas proximidades de Arcos, constitui o Perfil 6. Os trabalhos de laboratório constaram basicamente de estudos petrográficos; análises palinológicas e de Raios x foram efetuadas muito subordinadamente. Para estudo petrográfico, foram confeccionadas e analisadas cerca de 300 lâminas delgadas. Visando a identificação de microfósseis, algumas amostras foram submetidas à preparação palinológica. As amostras analisadas pertencem às unidades basais aflorantes nos Perfis 1, 2 e 3, e foram selecionadas por apresentarem evidências de constituirem construções microbianas, passíveis de conterem microfósseis que pudessem indicar a 16 4 - DESCRIÇÃO DAS ROCHAS CARBONÁTICAS 4.1 - COMPONENTES DOS CARBONATOS DETRÍTICOS De modo geral, as rochas carbonáticas detríticas são compostas por grãos aloquímicos, matriz e cimento. Neste ítem serão discutidos os grãos aloquímicos e a matriz que constituem as rochas carbonáticas do Grupo Bambuí. O cimento será discutido no ítem reservado à diagênese. Entre os principais tipos de grãos aloquímicos ou partículas carbonáticas que constituem o arcabouço das rochas estudadas, estão pelóides, intraclastos, oólitos, oóides e bioclastos. 4.1.1 - Pelóides Pelóides são corpos arredondados, esféricos a elípticos ou agregados ovóides compostos por calcita criptocristalina. Não apresentam estrutura interna e a designação abrange grãos que tenham essas características, independente de sua origem (Folk 1962, Bathurst 1975). O termo foi cunhado por McKee (apud Bathurst 1975) e inclui grãos situados nas faixas silte e areia. Nas frações finas, nem sempre o contorno dos grãos é nítido, devido ao tamanho reduzido dos pelóides. Uma das dificuldades no trato com pelóides é o estabelecimento de sua origem. Podem ser derivados de intraclastos que por abrasão foram reduzidos a pelóides, podem representar microncólitos sem estrutura interna ou mesmo células de microorganismos. Grãos sem limites definidos podem ainda ser derivados de aglutinação de micrita. O fato de os carbonatos encontrarem-se freqüentemente recristalizados e compactados dificulta o estabelecimento da origem dos pelóides. Na área estudada, os pelóides são freqüentes e nem sempre facilmente caracterizáveis, pois acham-se em grande parte neomorfizados (Prancha 3, fotos 1 e 2). Nos calcissiltitos, os pelóides freqüentemente apresentam contornos nítidos, o que sugere que talvez em parte sejam constituídos por partículas orgânicas remanejadas de níveis bioconstruídos. Calcissiltitos e calcarenitos são ainda eventualmente constituídos por pelóides micríticos muito escuros, bem arredondados, de contornos nítidos e freqüentemente neomorfizados. Poderiam ter sido originados por microorganismos, pois freqüentemente ocorrem associados a estromatólitos. 21 Calcarenitos são também, em parte, constituídos por pelóides resultantes da abrasão de intraclastos. 4.1.2 - Intraclastos Termo cunhado por Folk (1962), para descrever fragmentos de sedimentos carbonáticos penecontemporâneos, geralmente pouco consolidados, que foram erodidos de áreas adjacentes e redepositados para formar novo sedimento. Intraclastos podem se formar também sob condições mais severas, como quando sedimentos já soterrados alguns decímetros abaixo do leito oceânico são arrancados, no geral por ação de eventos de tempestades. Assim, o termo intraclasto abrange o espectro completo de sedimento contemporâneo retrabalhado, desde que não se trate de rocha consolidada. Segundo a concepção de Folk (op. cit.), o termo intraclasto implica que determinado sedimento tenha sido retrabalhado e redepositado em áreas próximas. Quanto à granulometria, podem variar de areia muito fina a matacões. Podem ser calcíticos ou dolomíticos. Um tipo especial de intraclasto é constituído por agregados do tipo grapestones (Illing 1954 apud Folk 1962), compostos por grãos aglutinados que lembram pequenos cachos de uva, origem do têrmo grapestone. Quando remobilizados e transportados, esses agregados comportam-se como intraclastos. Os intraclastos observados não apresentam deformação plástica e são constituídos principalmente por calcissiltitos maciços ou laminados, e fragmentos de calcarenito oolítico ou intraclástico (Prancha 3, fotos 3 e 4). Alguns intraclastos apresentam-se encurvados. Ocorrem ainda intraclastos policíclicos, derivados de calcirruditos retrabalhado, bem como raros grapestones (Prancha 3, foto 5). 4.1.3 - Oólitos Os oólitos são grãos aloquímicos, caracterizados por serem compostos por envelopes ou capas concêntricas, nítidas e bem definidas, de composição carbonática e núcleo de composição variável. Quanto à forma, podem ser esféricos ou elipsoidais. Não apresentam estruturas biogênicas, ou as mesmas constituem apenas uma pequena parte das camadas externas do oólito (Tucker & Wright 1990). Alguns oólitos apresentam-se bem formados, com capas concêntricas bem desenvolvidas, outros são oólitos superficiais; podem não apresentar núcleo identificável, 23 ou terem o núcleo constituído por vários fragmentos. Observa-se ainda oólitos polinucleados (Prancha 3, foto 5), e podem eventualmente ser micríticos ou terem sido micritizados (Prancha 4, fotos 1 e 2). Em alguns oólitos, o padrão de envelopes concêntricos é cortado por estrutura fibrorradiada bem desenvolvida, não apresentam núcleo diferenciado, têm microestrutura radiada e sob nicóis cruzados exibem cruz negra; são esferulitos. Os oólitos no geral estão neomorfizados e nem sempre bem preservados; em alguns casos, observa-se apenas vestígios dos envelopes concêntricos (Prancha 4, foto 3). Podem também estar deformados, quebrados, ou terem sofrido dissolução parcial com substituição de algumas capas por sílica (Prancha 3, foto 5; Prancha 4, fotos 1 e 2). Embora a literatura geológica de língua inglesa utilize a designação oolite para a rocha composta por ooids, o uso corrente da palavra oólito na língua portuguesa para designar a partícula, fez com que essa terminologia fosse adotada neste trabalho. 4.1.4 - Oóides Esta terminologia foi adotada para grãos aloquímicos muito bem arredondados, de seção esférica ou ovalada, mas sem capas concêntricas observáveis, por estarem dolomitizados, ou terem sofrido dissolução, com posterior preenchimento por quartzo. Seriam oólitos presumíveis (Prancha 4, foto 4). 4.1.5 - Oncólitos Oncólitos são grãos que exibem laminações concêntricas, freqüentemente irregulares, consideradas como de origem biológica. Foram observados muito raramente; no geral observou-se apenas vestígios de aloquímicos muito recristalizados que sugerem oncólitos. Como no caso de oólitos, a literatura inglesa utiliza o termo oncolite para a rocha e oncoids para os grãos; mas devido ao uso generalizado, no Brasil, da palavra oncólito designando a partícula, esta terminologia será mantida. 4.1.6 - Bioclastos Como bioclastos, foram considerados todos os fragmentos derivados de bioconstruções ou de presumível origem biológica. Embora o termo bioclasto, neste 24 trabalho seja utilizado com conotação algo diferente da utilizada em rochas fanerozóicas, quando se refere a fragmentos de organismos com estrutura calcária, quitinosa ou silicosa, a sua aplicação visou distinguir componentes bioderivados, de intraclastos. Bioclastos de calcário microbiano críptico: São bioclastos micríticos, derivados do calcário microbiano críptico, definidos por Riding (1991) como depósitos microbianos com microfábrica micrítica, grumosa, peloidal ou espática, mas sem feições macroscópicas distintivas. O autor ressalta ainda que esses calcários podem apresentar traços de filamentos e que devido à ausência de macrofábrica, devem ser interpretados em função de sua microfábrica (Prancha 5, foto 1). Bioclastos de estromatólitos: Ocorrem muito raramente, associados a estromatólitos (Prancha 5, fotos 4 e 6). Bioclastos a Microfitólitos: o termo Microfitólito (Microphytolite) foi utilizado neste trabalho segundo o conceito adotado por Swett & Knoll (1985). Originalmente o termo teria sido utilizado por paleontólogos soviéticos para designar uma grande variedade de grãos carbonáticos, alguns dos quais receberam denominação binomial, Lineana, e foram utilizados em bioestratigrafia; englobaria oncólitos e Catagraphes (Maslov 1953), como consta do glossário contido em Walter (1976). Catagraphs (Maslov 1953 apud Bertrand-Sarfati 1972) são corpúsculos carbonáticos, de dimensões diversas, globulosos, isolados ou aglutinados, que não apresentam envelopes concêntricos; são considerados como derivados de atividade algal. Tucker (1990), utiliza o termo Catagraph com a conotação de grãos algáceos calcificados. Apresentam dimensões variando de areia a cascalho e originalmente incluem oólitos, oncólitos, grapestones, algal lumps e outros intraclastos de origem discutível. Foram interpretados (Swett & Knoll op. cit.) como sendo geneticamente compostos, tendo sido gerados pela associação de processos microbianos e sedimentares, tais como o crescimento de bactérias ou cianobactérias, processos de mineralização inorgânica, de abrasão ou erosão, e neomorfismo. Na área pesquisada, microfitólitos são os principais componentes de dolarenitos que ocorrem associados a estromatólitos. Entre os microfitólitos, observa-se freqüentemente bioclastos semelhantes a Vesicularites Reitlinger (1959 apud Bertrand- Sarfati 1972), um tipo de Catagraph. Na descrição de Bertrand-Sarfati (1972), Vesicularites são grãos constituídos por pequenas vesículas subesféricas, ovais ou irregulares, que podem formar agregados (Prancha 4, foto 6; Prancha 5, fotos 2 e 3). 26 Em lingua portuguesa, o termo fitólito é utilizado para cristais minerais, por exemplo opala, segregados por algumas plantas, e não tem nenhuma implicação com o termo microfitólito como utilizado nesta pesquisa. 4.2 - LAMA CARBONÁTICA A lama carbonática é um dos constituintes mais comuns das rochas carbonáticas. Freqüentemente, o termo é utilizado como sinônimo de micrita, mas micrita (contração de microcrystalline calcite) refere-se apenas a carbonato de granulação argila, composto por cristais com dimensões entre 1µm e 4µm. Considera-se que micrita pode se formar de diferentes maneiras, tais como por rápida precipitação química ou bioquímica no fundo oceânico, por segregação diagenética ou pode resultar da abrasão de carbonatos preexistentes (Folk 1962). O termo micrita é utilizado de várias formas. Pode designar a matriz microcristalina de uma rocha, isto é, um componente; pode ser utilizado como um termo de combinação na classificação das rochas carbonáticas, por exemplo, pelmicrito (Folk op. cit.); pode também designar uma rocha constituída inteiramente por calcita microcristalina, quando é sinônimo de lama carbonática, de calcilutito ou de calcário afanítico. Rochas compostas por cristais maiores que 5µm não devem ser denominadas micríticas; quando os cristais têm dimensões situadas entre 5µm e 15µm, utiliza-se o termo microespato (Folk 1959). Para fins sedimentológicos, o termo lama, como usado atualmente para sedimentos modernos, abrange componentes com dimensões de até 62µm. Neste trabalho o termo calcilutito foi utilizado para essa faixa de granulometria. Quando foi possível identificar carbonatos detríticos de granulometria silte, os mesmos foram denominados calcissiltitos; em caso de dúvida, quando poderiam ser reflexo de processos neomórficos, foram classificados como calcilutitos (Prancha 3, foto 6). 4.3 - BIOCONSTRUÇÕES Na área pesquisada, as bioconstruções são estromatolíticas ou crípticas (Riding 1991). Para a descrição dos estromatólitos foram utilizados os conceitos e a classificação contida no Handbook of Stromatolites (Grey et al. 1992, 4th. draft ), o qual é baseado em grande parte no trabalho desenvolvido por Hofmann (1969). 28 Estromatólitos são estruturas organossedimentares laminadas, produzidas por trapeamento, aglutinação de sedimentos e/ou precipitação mineral, resultantes do crescimento e atividade metabólica de microorganismos (Awramick & Margulis 1974). Na área estudada predominam estromatólitos estratiformes, mas ocorrem também elementos colunares e dômicos. Carbonatos microbianos crípticos (Riding 1991) constituem bioconstruções que não apresentam feições macroscópicas distintivas, mas que possuem microfábrica compatível com as apresentadas por construções microbianas; pode ser classificado ainda como rocha sedimentar criptalgal (Aitken 1967), microbialito (Burne & Moore 1987) ou microbolito (Riding op. cit.), mas essas denominações são gerais e abrangem vários tipos de construções microbianas, entre elas estromatólitos, trombólitos e calcários microbianos crípticos, entre outras. Tanto os estromatólitos quanto as bioconstruções crípticas são derivados da interação de microorganismos bentônicos, cocoidais ou filamentosos, possivelmente cianobactéria, com o meio ambiente onde se desenvolveram. As bioconstruções podem constituir biohermas ou biostromas. Biohermas são estruturas organossedimentares circunscritas, freqüentemente de aspecto lenticular. Biostromas são predominantemente estratiformes, e constituem bancos extensos, cuja maior dimensão é sempre muito maior que a espessura. 4.4 - CLASSIFICAÇÕES ADOTADAS PARA AS ROCHAS CARBONÁTICAS DETRITICAS Os carbonatos detríticos foram classificados segundo Folk ( 1959, 1962), Dunham (1962) e Embry & Klovan (1971). 4.4.1 - Classificação de Folk (1959, 1962) É uma classificação litológica, baseada essencialmente nos componentes da rocha carbonática, isto é grãos aloquímicos, matriz e cimento. Identifica quatro grupos básicos, a saber: carbonatos onde os grãos aloquímicos estão cimentados por calcita espática, carbonatos com os grãos aloquímicos em matriz micrítica, carbonatos microcristalinos sem aloquímicos e estruturas orgânicas desenvolvidas in situ, denominados biolititos. Os dois primeiros grupos constituem as rochas aloquímicas, no terceiro estão incluídas as rochas ortoquímicas; os biolititos abrangem construções recifais e outros tipos de bioconstruções 29 autóctones. Os grãos aloquímicos podem ser intraclastos, oólitos, fósseis ou pelóides (Figura 5). É uma classificação consagrada e foi utilizada sistematicamente neste trabalho, em conjunto com a classificação de Dunham. 4.4.2 - Classificação de Dunham (1962) É baseada essencialmente na textura deposicional da rocha carbonática, e segundo o autor, três feições são especialmente úteis para classificar carbonatos que preservam sua textura deposicional (Figura 6). 1- A presença ou ausência de lama carbonática, o que permite diferenciar carbonatos lamosos, de grainstones, que não apresentam lama. 2- A abundância de grãos, que permite subdividir os carbonatos lamosos em mudstones (menos de 10% de grãos), wackestone (mais de 10% de grãos) e packstones, que embora contenham lama na matriz, são sustentados pelos clastos como os grainstones. Wackestones são rochas sustentadas pela matriz. 3 - A evidência de trapeamento de sedimentos durante a deposição do carbonato caracteriza o boundstone. Rochas carbonáticas que praticamente não preservam feições deposicionais são consideradas à parte, e denominadas carbonatos cristalinos A classificação de Dunham é extremamente prática e fornece indicações sobre a energia do meio ambiente onde se formaram as rochas carbonáticas. Sua utilização apresenta algumas limitações, especialmente em se tratando de carbonatos precambrianos, onde o neomorfismo freqüentemente mascara muitas feições primárias, deposicionais. É o caso da dificuldade que pode ocorrer, às vezes, quando se tenta diferenciar packstone, de grainstone; o mesmo acontecer diferenciação entre espato e pseudoespato. Esta classificação foi freqüentemente utilizada nesta pesquisa, com as devidas ressalvas. Os termos foram mantidos como no original em ingles, pela dificuldade de tradução e por serem de uso consagrado. 4.4.3 - Classificação de Embry & Klovan (1971) Utiliza basicamente a classificação de Dunham (1962), com modificações e acréscimos, em especial no que se refere a calcirrudito s e a bioconstruções (Figura 6). 30 Os calcirruditos possuem mais de 2% dos seus componentes com dimensões maiores que dois milímetros, e podem ser sustentados pela matriz, floatstones, ou ser sustentados pelos clastos, quando são denominados rudstones. As denominações adotadas para os calcirruditos foram mantidas em inglês. As subdivisões adotadas para carbonatos bioconstruídos, bafflestone, bindstone e framestone, não foram utilizadas neste trabalho. 33 5 - DESCRIÇÃO DAS FÁCIES Foram definidas 23 fácies carbonáticas principais no Grupo Bambuí (tabelas 1 e 2). A partir da reconstrução dos conjuntos de fácies e de sua sucessão vertical, foi possível identificar 4 intervalos principais, que correspondem a ciclos de sedimentação bem definidos (Figuras 7, 8 e 9). As fácies carbonáticas definidas no Grupo Bambuí foram codificadas de forma a indicar a sua constituição. Os códigos utilizados foram os seguintes: C - calcário; Ca - calcarenito; Cl - calcilutito; Cr - calcirrudito; cc - calcítico MRG - marga; D - dolomito/dolomítico; E - estromatólito/estromatolítico d - dômicos; c - colunares; p - pseudocolunares; es - estratiformes cp - colunares a pseudocolunares; m - microbiano críptico it - intraclástico; od - ooidal; oo - oolítico l - laminado/ laminação; a - estratificação cruzada acanalada; z -estratificação cruzada; g - gradação normal; f - floatstone n - neomorfisado/ neomorfismo; s - silicificado b - brecha de dissolução/colapso 5.1 - FÁCIES Cm: Calcário microbiano críptico Esta fácies ocorre em toda a área pesquisada e tem cerca de 15 metros de espessura aflorante. Apresenta intercalações muito subordinadas de calcarenitos e calcirruditos. Macroscopicamente, trata-se de um calcário cinza escuro a preto, que tem como principal característica o aspecto rítmico. A ritmicidade é dada pela alternância de níveis maciços, centimétricos a decimétricos, não deformados e de níveis decimétricos, compostos por lâminas milimétricas a estratos centimétricos, fortemente afetadas por compactação (Prancha 6, foto 1). Os estratos são suborizontais, planares e de grande continuidade lateral, podendo ser acompanhados por dezenas de metros. Os leitos que compõem os níveis compactados apresentam adelgaçamentos freqüentes, são limitados por suturas estilolíticas ou dissolution seams e localmente podem ter aspecto brechóide. Embora o calcário seja argiloso, não se observou níveis argilosos ou margosos individualizados. Possui, no entanto, entre os estratos, filmes constituídos por material 34 Tabela 1 DESCRIÇÃO DAS FÁCIES DE CARBONATOS DETRÍTICOS FÁCIES LITOLOGIA TEXTURA FEIÇÕES ESTRUTURAS CONJUNTO DIAGENÉTICAS SEDIMENTARES FACIOLÓGICO Cs Calcissiltitos Dissolução de grãos; cavidades preenchidas por Laminação plano-paralela. Gradação normal B1calcita espática; neomorfismo Tempestitos distais de rampa externa Cr Calcirruditos Sustentado pelos clastos Dolomitização parcial da matriz em alguns níveis Calcirruditos não organizados - maciços; raros com B1gradação normal Processos gravitacionais associados a fluxos gerados por tempestades, talvez do tipo debris flow, em rampa externa Crg Calcirruditos / Calcirruditos sustentados Dolomitização parcial da matriz. Clastos menores em Gradação normal incipiente. Laminação cruzada C1calcarenitos / pelos clastos alguns níveis Tempestitos proximais de rampa externa calcissiltitos CaCrd Calcarenitos / Calcirruditos sustentados Parcialmente dolomitizados Laminação plano-paralela, cruzada por ondas, marcas C1calcissiltitos / pelos clastos onduladas. Gradação normal Tempestitos proximais de rampa externa calcirruditos Crf Calcirruditos Calcirruditos sustentados Leitos rudáceos com limites difusos. Gradação normal e C1pela matriz marcas onduladas são raras Processos gravitacionais associados a fluxos gerados por tempestades em rampa externa CaDz Calcarenitos Cimentação precoce, dolomitização, dissolução Estratificação cruzada planar de médio porte. Marcas D1parcial, neomorfismo onduladas Corpos arenosos (shoals) de rampa interna CaDa Calcarenitos Estratificação cruzada por ondas; estratificação acanalada D1de pequeno porte Corpos arenosos (shoals) de rampa interna Dcc Dolomito calcítico Cristalina Dolomitização. Dissolução Vestígios de estratificação cruzada, níveis granulares e D1-F1estromatólitos Barreira arenosa de rampa interna (D1) Laguna de plataforma (E1) e ambiente perilitorâneo (F1) DEdc Dolarenito ooidal Dolomitização, dissolução, silicificação F1Ambiente perilitorâneo de alta energia Dl Dolomito com laminações Dolomitização Dolomitização Exposição subaérea irregulares DEes Dolarenito constituído por Franja isópaca acicular. Dolomitização precoce Estratificação cruzada por ondas. Marcas onduladas F2microfitólitos Ambiente de águas rasas e levemente agitadas Intercalações de em inframaré dolomitos não estromatolíticos Dolarenito composto por Dolomitização Estratificação cruzada por ondas. Marcas onduladas F2 microfitólitos Inframaré Dolarenito com Franja isópaca acicular F2 bioclastos, oóides, Depósito de tempestade em águas rasas agregados e intraclastos 35 Tabela 1 (continuação) DESCRIÇÃO DAS FÁCIES DE CARBONATOS DETRÍTICOS FÁCIES LITOLOGIA TEXTURA FEIÇÕES DIAGENÉTICAS ESTRUTURAS SEDIMENTARES CONJUNTO FACIOLÓGICO DEes Dolorrudito Sustentada pelos clastos Gradação normal F2lamelares Depósito de tempestade em águas rasas Cait Calcarenitos Franja isópaca, silicificação parcial, pirita Estratificação cruzada por ondas; marcas onduladas; G3,4intraclásticos disseminada gradação normal Depósito de plataforma externa Caoo Calcarenitos oolíticos Neomorfismo, dissolução de algumas capas, Estratificação cruzada por ondas; marcas onduladas H3,4silicificação Corpos arenosos oolíticos (shoal) de Middle Shelf Can Calcarenitos e Neomorfismo. Calcita palissádica Estratificação cruzada por ondas; marcas onduladas H3,4calcilutitos Depósitos de Middle Shelf CaCl Calcarenitos e Neomorfismo. Nódulos de sílex Laminações cruzadas por ondas; acamamento flaser e H3calcilutitos wavy Depósitos de middle shelf Cll Calcilutitos Pirita disseminada Laminação plano-paralela F3Depósitos de planície de maré restrita - inframaré Csl Calcissiltitos Neomorfismo; cristais de anidrita Laminações cruzadas por ondas; gretas de contração F3Depósitos de planície de maré restrita MRG Margas Neomorfismo Laminações cruzadas por ondas, drapes, acamamento F3lenticular, laminação plano-paralela a ondulada Depósito de planície de maré restrita 36 Tabela 2 DESCRIÇÃO DAS FÁCIES DE BIOCONSTRUÇÕES FÁCIES LITOLOGIA MORFOLOGIA ESTRUTURA FEIÇÕES MICROSCÓPICAS / DIAGENÉTICAS CONJUNTO FACIOLÓGICO Cm Calcário argiloso, micrítico, Calcário microbiano críptico, sem estruturas Biostroma Pobremente a não laminados; inúmeras cavidades preenchidas por calcita espática; Ade microfábrica peloidal a macroscópicas dolomita barroca associada a estilólitos; nódulos de silicificação de diagênese Rampa externa, abaixo do nível de grumosa tardia; estruturas de compactação ação de ondas normais DEcp Dolomito estromatolítico Estromatólitos colunares de pequeno porte, Biohermas Níveis lamosos e granulares; cavidades abertas por dissolução forradas por franja E1associados a estromatólitos estratiformes isópaca neomorfisada e contendo calcita espática; cristais aciculares de anidrita Ambiente lagunar DEd Dolomito estromatolítico Estromatólitos dômicos de pequeno porte e Bioherma Laminação fenestral; dissolução/cimentação por calcita espática; duas gerações de F1relevo alto dolomita Ambiente perilitorâneo DEdc Dolomito estromatolítico Estromatólitos dômicos e colunares de Biohermas Ocorrem associados a dolarenito ooidal F1grande porte e relevo alto, associados a Ambiente perilitorâneo dolarenito ooidal DEb Dolomito estromatolítico Estromatólitos estratiformes Biostroma Brechas de dissolução no topo do biostroma F1Ambiente perilitorâneo Dolomito estromatolítico Estromatólitos em maciços arborescentes, Bioherma Ausência de laminação fenestral, de material lamoso ou de evidências de F2 colunares a pseudocolunares ressecação; material granular entre as colunas e nas laminações Planície de maré Inframaré a intermaré Dolomito estromatolítico Estromatólitos estratiformes com pequenas Biostroma Formas colunares da base apresentam lâminas fortemente assimétricas com parede F2 colunas esparsas (766 metros) lateral formada por bioclastos; Presença de cristais de anidrita; Lateralmente à Planície de maré coluna, grainstone a microfitólito; Topo do biostroma exibe laminação fenestral e Inframaré a intermaré evidências de ressecação DEes Dolomito estromatolítico Estromatólitos estratiformes a pseudo- Biostroma Aportes irregulares de grãos, que ficam presos nas laminações estromatolíticas; F2colunares com formas dômicas e colunares Laminação fenestral e feições de diagênese vadosa Planície de maré esparsas (767,5 metros) Inframaré a intermaré Dolomito estromatolítico Estromatólitos estratiformes com intercalação Biostroma Laminação fenestral; níveis granulares contendo um pouco de lama; franja isópaca F2 de dolarenito contendo bioclastos de acicular ao redor dos aloquímicos Planície de maré estromatólitos imbricados (770 metros) Inframaré a intermaré 37 Tabela 2 (continuação) DESCRIÇÃO DAS FÁCIES DE BIOCONSTRUÇÕES FÁCIES LITOLOGIA MORFOLOGIA ESTRUTURA FEIÇÕES MICROSCÓPICAS / DIAGENÉTICAS CONJUNTO FACIOLÓGICO DEes Dolomito estromatolítico Estromatólitos estratiformes a Biostroma Níveis lamosos contendo pelóides esparsos; nível bioconstruído fragmentado F2pseudocolunares (cota 770,5 metros). (packstone); laminação fenestral, e presença de cristais de anidrita. Planície de maré Inframaré a intermaré Dolomito estromatolítico Estromatólitos estratiformes, Biostroma Na base, espesso pacote granular seguido por estromatólitos estratiformes com F2 pseudocolunares, com formas colunares e nódulos de sílex Planície de maré dômicas esparsas. Pequenas formas ramificadas no topo da fácies. CE Calcário estromatolítico Pseudocolunares com formas colunares e Biohermas semelhantes No geral, estão neomorfisados e as formas colunares e dômicas apresentam relevo G3 - Biohermas emdômicas associadas frequentemente a patch reefs alto, indicando que cresceram livres dos sedimentos adjacentes; exceção apenas plataforma externa para os pequenos biohermas do topo da fácies, no Intervalo 3. e H3 - Biohermas em ambiente de middle shelf G4 - Biohermas em plataforma externa 38 argiloso associado à matéria carbonosa, que quando alterados formam uma película esbranquiçada. Análise por Difratometria de Raios X, identificou nesse material residual os seguintes argilominerais: illita, esmectita, camada mista irregular de illita-esmectita e caolinita. No calcário foram encontrados os mesmos argilominerais mais a presença de clorita, enquanto desaparece a caolinita. Macroscopicamente, o calcário apresenta textura muito fina e não exibe estruturas organossedimentares. Petrograficamente observa-se que tanto os níveis compactados quanto os maciços apresentam laminação incipiente, ou não são laminados. Quando o carbonato tem aspecto laminar, é resultante da alternância de níveis com laminação fenestral, isto é, da recorrência de leitos com inúmeras cavidades en rede alinhadas paralelamente do calcário, o que caracteriza, segundo Monty (1976) uma laminoid fenestral fabric, e não pode ser caracterizada como um laminação, a exemplo do que se observa nos estromatólitos . A alternância de níveis que apresentam laminação fenestral com níveis maciços ou com poucas cavidades ou lamosos, também dá ao calcário um aspecto laminar (Prancha 8 foto 2). As cavidades no geral são alongadas ou irregulares, pequenas; algumas cavidades possuem teto digitado, base plana e apresentam semelhanças com stromatactis, embora sejam feições microscópicas (Prancha 7). Em nenhum caso as cavidades apresentam sedimento interno, sendo cimentas por calcita espática (Prancha 6, foto 2; Pranchas 7 e 8). Quanto à microestrutura, o calcário microbiano críptico apresenta padrões variados, primários, pois não mostram evidências de resultarem de processos mecânicos e são semelhantes às encontradas em bioconstruções criptalgais (Aitken 1967) de águas rasas, com microfábrica micrítica, peloidal ou grumosa e cimentação precoce, sinsedimentar. Em algumas lâminas delgadas, observa-se um aglomerado de grãos globulosos e de contorno micrítico, com diâmetros variando entre 30µm e 50µm, que mostram semelhança com a microestrutura Porostromata (Pia 1929 apud Monty 1981), em especial com a descrita por Bertrand-Sarfati & Moussine-Pouchkine (1983), em Gourma, na África (Prancha 6, foto 2), o que poderia caracterizar uma biofábrica celular (Hofmann 1969). Freqüentemente, observa-se que a microestrutura é constituída por "grãos" micríticos ou de contorno micrítico, de seção subcircular, alongada ou irregular; eventualmente os diâmetros das seções alongadas são compatíveis com as seções subcirculares (70µm a 100µm), o que poderia indicar a presença de microorganismos filamentosos (Prancha 8, foto 1). Esses “grãos” podem ainda formar agregados semelhantes a clusters ou apresentar vaga semelhança com formas descri tas como Renalcis Vologdin, consideradas 43 por Riding (1991) como prováveis cianobactérias calcitizadas, ou por Pratt (1984) como microfósseis diagenéticos, formados a partir da calcificação de células cocoidais, relacionadas a cianobactérias, em estágios diversos de decomposição. Observa-se ainda, dispersos nos níveis microbianos, "grãos" de seção circular a subcircular, micríticos ou de contorno micrítico, prenchidos por calcita espática. Apresentam diâmetro variando entre 100µm e 185µm, existindo, no entanto raros "grãos" com até 320µm de diâmetro. No geral não estão deformados, mas não são raros os casos em que isso acontece. Não foram encontradas evidências de que possam representar estruturas tubulares ou microorganismos filamentosos. Poderiam representar microorganismos cocoidais (Prancha 8, fotos 1 e 2). Lentes decimétricas, isoladas, de sílex preto são observadas em alguns horizontes; pequenas concreções constituídas por microquartzo ocorrem principalmente nos níveis lamosos, ricos em argilominerais. Não foram observadas feições que sugerissem compactação sinsedimentar. Dolomitização ocorre de modo muito incipiente, mas esporadicamente observa-se pequenas cavidades contendo dolomita barroca, limitadas por estilólitos. Análises palinológicas efetuadas em níveis argilosos compactados, identificaram exemplares de acritarcas, pertencentes aos gêneros Kildinosphaera e Stictosphaeridium (Prancha 13). Intercalados no calcário microbiano críptico ocorrem diversos níveis de calcarenitos e calcirruditos. Os calcirruditos constituem lentes descontínuas, de espessura centimétrica. São sustentados pelos clastos e foram observados apenas no Perfil 1. Os clastos são lamelares, milimétricos a centimétricos, e são constituídos por bioclastos de calcário microbiano críptico e intraclastos de calcissiltitos, calcilutitos e subordinadamente calcarenitos peloidais. Os clastos não apresentam deformação interna, e podem estar fortemente compactados, às vezes com contatos por suturas estilolíticas, ou imersos em matriz residual (Prancha 9). As intercalações de calcarenitos apresentam espessuras centimétricas a métrica. Quando os calcarenitos constituem níveis delgados, são packstones e wackestones compostos por pelóides e bioclastos de calcário microbiano críptico de granulação fina a média. O pacote mais espesso de calcarenito ocorre no Perfil 2, na entrada da COMIG e tem cerca de um metro e meio de espessura. Dispõe-se em ciclos decimétricos, que apresentam a seguinte sucessão de estruturas sedimentares, da base para o topo: laminações cruzadas por ondas, laminações onduladas de pequena amplitude e laminações plano-paralelas a onduladas, com discordâncias internas de baixo ângulo. 46 Observa-se ainda truncamentos por ondulações de grande comprimento de onda. Petrograficamente, são grainstones a packstones, compostos por intraclastos de calcissiltitos e bioclastos de calcário microbiano críptico, de granulação fina a média; ocorrem ainda bioclastos representados pelos grãos de contorno micrítico, subcirculares ou deformados, preenchidos por calcita espática. Os calcarenitos têm arcabouço aberto e sofreram cimentação precoce (Prancha 10). 5.2 - FÁCIES Cs: Calcissiltitos Os calcissiltitos foram observados em todas as seções, mas estão melhor representados na Mina da Bocaina (CSN)- Perfil 1, onde podem atingir cerca de 18 metros de espessura. Regionalmente, os calcissiltitos apresentam intercalações freqüentes de calcirruditos não organizados (Fácies Cr) e ocorrem sobrepostos ao calcário microbiano críptico (Fácies Cm), em contato nítido, não gradacional. Exibem ainda delgadas intercalações de calcarenitos e de calcário microbiano críptico. São de cor cinza escuro a preto e constituem níveis centimétricos a decimétricos, suborizontais. Em sua porção basal, na Mina da Bocaina, são argilosos (cerca de dois metros) e exibem padrões de compactação semelhantes aos calcários microbianos crípticos; os contatos são ondulados, irregulares e contêm película de alteração esbranquiçada, constituída por argilominerais e matéria carbonosa residuais. Gradativamente, a proporção de minerais argilosos vai diminuindo e os níveis superiores apresentam contatos regulares, com superfície plana a ondulada. Os calcissiltitos podem ser laminados, com laminações plano-paralelas a onduladas; laminações cruzadas ocorrem secundariamente e climbing ripples, não definidas se por onda ou corrente, foram observadas localmente em apenas um nível. Ocorrem ainda níveis de calcissiltitos maciços, não laminados (Pranchas 11 e 12 ). Petrograficamente, observa-se que os calcissiltitos são peloidais, pelmicritos. Quando laminados, apresentam bandeamento milimétrico a submilimétrico, contato basal nítido e podem apresentar granodecrescência ascendente (Prancha 12, foto 1). Como estruturas de compactação, observa-se apenas raros estilólitos paralelos ao acamamento. Exibem pequenas cavidades preenchidas por calcita espática, originadas da dissolução de grãos, o que pode indicar presença de aloquímicos de composições diferentes (Prancha 12, foto 2). 48 Os níveis de calcissiltitos maciços, não laminados, são de granulação mais fina, mais argilosos, e contêm mais matéria orgânica; como estruturas de compactação exibem inúmeros e delgados dissolution seams anastomosados e descontínuos; podem apresentar albita neoformada. Os calcarenitos que ocorrem intercalados nos calcissiltitos constituem leitos delgados e são compostos por intraclastos de calcissiltitos e bioclastos de calcário microbiano críptico. Texturalmente são packstones, de granulação fina a média, mal selecionados. Calcarenitos finos, com estratificação cruzada e truncamentos por ondas de grande comprimento de onda (cerca de 1 metro), foram observados em blocos rolados (Prancha 11, foto 2). Ainda intercalados nos calcissiltitos, sempre em contato nítido, são freqüentemente encontrados delgados níveis de calcário microbiano críptico. Lentes decimétricas de sílex preto ocorem nos níveis mais argilosos que ocorrem próximos à base da fácies. Análises palinológicas efetuadas nos níveis basais, mais argilosos, dos calcissiltitos, identificaram Acritarchae (Prancha 13), pertencentes aos gêneros Kildinosphaera, Trachysphaeridium, Stictosphaeridium e Protosphaeridium, além de espécimes em forma de vaso, filiados provavelmente a protistas heterotróficos. Ocorrem ainda formas com ornamentação em forma de apêndices, que não foram identificadas taxonomicamente. 5.3 - FÁCIES Cr: Calcirruditos Regionalmente, os calcirruditos são caracterizados por ocorrerem intercalados nos calcissiltitos, compondo pares de contato nítido, não gradacional (Pranchas 14 e 15 ). No geral constituem camadas com espessura variando desde poucos centímetros até um metro. Alguns níveis basais constituem corpos tabulares extensos, podendo ser seguidos por até 100 metros. Os calcirruditos apresentam também apresentar importante variação lateral como se observa no Perfil 1, na Mina da Bocaina, onde espesso pacote de calcirruditos com intercalações subordinadas de calcissiltitos grada a calcissiltitos com raras intercalações lenticulares de calcirruditos. Os níveis rudáceos apresentam contato basal abrupto, planar ou ligeiramente irregular. Marcas de sola, gutter casts centimétricas, foram observadas apenas na base de uma camada no Perfil 2. 52 Os calcirruditos são maciços, não organizados e estão sustentados pelos clastos. São rudstones. Os níveis mais delgados tendem a ter clastos menores. Raramente exibem gradação normal. Os clastos são exclusivamente carbonáticos, sendo compostos predominantemente por intraclastos de calcissiltitos, maciços ou laminados e bioclastos de calcário microbiano críptico (Prancha 14, foto 2). Muito subordinadamente ocorrem intraclastos de packstones peloidais. Quanto à forma, são placóides, ovalados ou irregulares, subangulares a bem arredondados e apresentam dimensões variando de alguns milímetros a decímetros. A matriz é arenosa, polimodal, de natureza intraclástica e bioclástica, ou lamosa. Certos níveis conglomeráticos praticamente não apresentam matriz. Estão fortemente compactados, com os intraclastos e bioclastos em contatos suturados por estilólitos; exibem ainda extensas áreas com dissolution seams que eventualmente contêm fragmentos submilimétricos de rocha carbonática fragmentada. Não se observou deformação plástica nos intraclastos. Alguns níveis mais espessos de calcirruditos podem apresentar dolomitização parcial da matriz e eventualmente dos clastos menores. 5.4 - FÁCIES Crg: Calcirruditos/ calcarenitos com gradação normal Estas rochas são mais expressivas no Perfil 2 (afloramento da entrada da COMIG), com cerca de 12 metros de espessura estimada (Figura 10) e nos perfis 3 (mina abandonada da COMIG) e 5 (estrada Arcos-Pains). Na Mina da Bocaina, esta fácies compõe um pacote de aproximadamente seis metros de espessura. A Fácies Crg apresenta contato gradacional tanto com as fácies Cr, e Cs, subjacentes, como CaCrD e Crf, de topo. Os calcirruditos/calcarenitos exibem variação lateral de espessura e constituem ciclos decimétricos com granodecrescência ascendente; o contato basal de cada ciclo é abrupto, de natureza erosiva (Prancha 16, foto 1). Internamente, os diversos ciclos desenvolvem os seguintes tipos de sucessão: 1) níveis com gradação normal; na base ocorrem conglomerados não organizados que gradam para calcissiltitos com laminação plano-paralela a ondulada no topo. Gradações inversas são raras, mas podem ocorrer, associadas a gradações normais. 2) níveis com granodecrescência ascendente, onde calcirruditos maciços gradam a calcissiltitos com laminação plano-paralela, sem que haja uma diminuição significativa nas 56 dimensões dos intraclastos, que apenas se tornam mais escassos à medida que aumenta a proporção de finos. Neste caso, ocorrem alguns floatstones. 3) níveis com granodecrescência ascendente, compostos por leitos distintamente segregados em função da granulometria dos aloquímicos que os compõem. Na base dos ciclos geralmente ocorrem conglomerados com grânulos ou calcarenitos de granulação grossa, que passam a calcarenitos de granulação fina a muito fina, com laminações cruzadas, e a calcissiltitos com laminações plano-paralelas a onduladas com discordâncias internas de baixo ângulo. Ocorrem ainda, subordinadamente, níveis de calcarenitos com pequenas marcas onduladas que gradam a calcissiltitos com laminações plano-paralelas a onduladas e, eventualmente laminações cruzadas de baixo ângulo. Os calcirruditos são conglomerados intraformacionais sustentados pelos clastos, que são milimétricos a decimétricos, arredondados; podem ser lamelares ou irregulares e alguns estão encurvados. Os níveis rudáceos com grânulos, possuem clastos maiores subordinados, têm entre 10 centímetros e 30 centímetros de espessura e eventualmente ocorrem associados aos níveis de calcirruditos mais possantes e de granulação mais grossa. Petrograficamente, os calcirruditos são compostos por intraclastos e bioclastos de composição carbonática. Podem apresentar arcabouço aberto, com matriz de granulação areia, polimodal, intraclástica a bioclástica, ou arcabouço fechado, quando os clastos apresentam contatos suturados, no geral por estilólitos. Os clastos são mais heterogêneos que na Fácies Cr, embora a maioria deles ainda seja derivada das litologias adjacentes. Predominam os intraclastos de calcissiltitos e subordinadamente os bioclastos de calcário microbiano (Prancha 16, foto 2). Observa-se no entanto um ligeiro aumento na proporção de clastos de packstones peloidais, e aparecem agora clastos policíclicos de calcirruditos. Embora as seções descritas apresentem feições comuns, exibem também particularidades próprias. Assim, na Mina da Bocaina (Perfil 1), predominam as sucessões descritas como tipos 1 e 2, com lama no topo dos ciclos. No Perfil 2, na entrada da COMIG, são freqüentes os ciclos do tipo 3, com conglomerados com grânulos na base; para o topo da fácies os níveis de calcirruditos são mais espessos e de granulação mais grossa; alguns níveis de calcirruditos apresentam dolomitização parcial dos clastos e da matriz (Prancha 16, foto 2). O Perfil 5 possue ciclos do tipo 1, com níveis de calcirruditos mais espessos e de granulação mais grossa para o topo da fácies. 59 No Perfil 3, na mina abandonada da COMIG, não foram observadas laminações cruzadas por ondas, apenas pequenas e raras marcas onduladas próximo ao topo da unidade, quando ocorrem sedimentos finos. Os níveis conglomeráticos aí se distribuem de modo regular, sem grandes variações de espessura. Delgados níveis de calcário microbiano críptico podem ocorrer intercalados entre as sucessões descritas. Nos perfis 2 e 5, em blocos soltos, observa-se espessas camadas de calcirrudito não organizado, contendo intraclastos encurvados, sendo recobertas, em contato nítido, por calcarenitos com estratificação acanalada de médio porte (cerca de 30 centímetros). 5.5 - FÁCIES Crf: Calcirruditos sustentados pela matriz Esta fácies apresenta cerca de 6 metros de espessura e ocorre apenas no Perfil 3, na mina abandonada da COMIG, em contato gradacional com as fácies Crg e CaDz. Tem como principal característica a ocorrência de delgados níveis de calcirruditos sustentados pela matriz, que pode ser calcarenítica ou calcilutítica (Prancha 17). Os níveis brechóides são subhorizontais, centimétricos a decimétricos, e têm limites difusos. Podem ocorrer associados a níveis de calcirruditos mais espessos e de base erosiva, sustentados pelos clastos e com gradação normal, sendo semelhantes aos descritos na Fácies Crg; nesse caso ocorrem floatstones na parte superior do nível. Nos dois metros basais, os níveis brechóides ocorrem associados a calcarenito ou calcirrudito com grânulos, maciços; para o topo, o calcário torna-se mais escuro, de granulação fina, e os intraclastos estão imersos em matriz carbonática lamosa. Próximo ao topo da fácies, diminuem as intercalações brechóides e a matriz, composta por calcilutito, apresenta delgadas lentes arenosas com laminações cruzadas por ondas. Progressivamente passa a predominar a fração areia, com raras lentes de lama carbonática, gradando para o calcarenito dolomítico sobrejacente (Fácies CaDz). No geral, tanto o calcarenito quanto o calcilutito onde se inserem os níveis brechóides têm aspecto maciço. Muito raramente, observam-se laminações cruzadas ou pequenas marcas onduladas. Petrograficamente, observa-se que os calcirruditos são constituídos por intraclastos de calcissiltitos e de calcarenito peloidal; mais raramente, ocorrem intraclastos policíclicos de calcirruditos. 60 Os calcirruditos sustentados pelos clastos podem ou não conter matriz; se presente, a matriz é arenosa, polimodal; na ausência de matriz, os intraclastos apresentam contatos suturados por estilólitos. Não se observou dolomitização nos clastos ou na matriz. Os calcirruditos na fração grânulos são maciços e mal selecionados. Os clastos são placóides, irregulares, alguns extremamente delgados, e podem ser subangulares a subarredondados; são compostos por intraclastos de calcissiltitos, calcilutitos, calcarenito peloidal e bioclastos de calcário microbiano críptico. O calcarenito é um packstone mal selecionado, composto por aloquímicos micríticos, arredondados a subarredondados. Os calcilutitos apresentam-se fortemente neomorfisados e podem gradar para wackestones. 5.6 - FÁCIES CaCrD: Calcarenitos/calcirruditos dolomíticos com granodecrescência ascendente Esta fácies apresenta contato gradativo com as fácies Crg e CaDz na Mina da Bocaina (Perfil 1), onde tem cerca de 10 metros de espesssura; aflora ainda na estrada Arcos-Pains (Perfil 5), em cortes isolados. Os níveis de calcarenitos e/ou calcirruditos dolomíticos têm espessura centimétrica a decimétrica, são amalgamados e exibem granodecrescência ascendente. Apresentam contato basal brusco, de natureza erosiva, e compõem ciclos que têm na base calcarenitos grossos ou calcirruditos, que gradativamente passam a calcarenitos de granulação mais fina e eventualmente a calcissiltitos A seqüência típica de estratificação nesses níveis é de laminação plano-paralela, laminação ondulada cruzada por ondas, laminação ondulada e laminação plano-paralela a ondulada quando existe material lamoso no topo do nível. Essa sucessão raramente é completa, pois os ciclos estão freqüentemente truncados. Embora as sucessões observadas sejam similares, ocorrem variações locais. Assim, na estrada Arcos-Pains (Perfil 5) é freqüente a presença de níveis conglomeráticos com gradação normal que passam a calcarenitos com laminação plano-paralela; raramente se observa o nível com laminações cruzadas por onda (Prancha 18, foto 1). Para o topo da seção ocorrem camadas espessas (decimétricas a métricas) de conglomerados caóticos, não organizados, com intraclastos placóides, alguns encurvados, decimétricos a centimétricos, subarredondados a arredondados. 62 Na Mina da Bocaina é possivel observar a amalgamação dos níveis, que são frequentemente truncados por marcas onduladas (Prancha 18, foto 2). De modo geral os ciclos iniciam-se com calcarenitos de granulação grossa ou conglomerados na fração grânulos com estratificação cruzada por ondas, e gradam para calcarenitos mais finos com laminação cruzada por onda, e eventualmente marcas onduladas centimétricas; no topo do ciclo pode ocorrer calcissiltito com laminação plano- paralela a ondulada. Não se observam para o topo da fácies os espessos níveis conglomeráticos que ocorrem na estrada Arcos-Pains (Perfil 5), havendo gradação para os calcarenitos da Fácies CaDz através de níveis de calcissiltitos com laminações cruzadas por onda e plano-paralelas, truncadas por marcas onduladas. Os calcarenitos são predominantemente packstones mal selecionados, compostos por pelóides e bioclastos de calcário microbiano críptico; subordinadamente, ocorrem wackestones. Por toda a fácies, mas em especial nos horizontes de granulação mais fina, ocorrem inúmeros pelóides micríticos, ovalados ou arredondados, de granulação areia fina, que estão parcial ou totalmente neomorfizados. 5.7 - FÁCIES CaDz: Calcarenito dolomítico com estratificação cruzada Os calcarenitos dolomíticos com estratificação cruzada constituem um pacote de aproximadamente sete metros de espessura na Mina da Bocaina (Perfil 1), em contato transicional com a Fácies CaCrD; na mina abandonada da COMIG (Perfil 3), transicionam com a Fácies Crf e têm cerca de seis metros de espessura. Na Mina da Bocaina (Perfil 1), a fácies inicia-se com o predomínio de calcarenitos dolomíticos sobre os sedimentos da Fácies CaCrD. No Perfil 3, recobre os calcilutitos com níveis brechóides da Fácies Crf. Como estruturas sedimentares, apresenta, na base, estratificação cruzada por ondas e marcas onduladas decimétricas a métricas. Pequenas lentes de lama carbonática ocorrem na parte basal da fácies (Prancha 19). Para o topo predominam estratificações cruzadas planares, com sets tabulares, centimétricos a decimétricos. A porção superior da fácies apresenta estratificação cruzada por onda, de baixo ângulo, finamente laminada, e ondulações suaves, que em perfil, apresentam comprimento de onda de cerca de 1 metro. Os principais tipos texturais presentes nos perfis 1 e 3 são packstones e grainstones; subordinadamente ocorrem wackestones (Prancha 20). Calcissiltitos dolomíticos ocorrem muito subordinadamente na porção basal da fácies. 64 Os calcarenitos dolomíticos são de granulação areia fina ou média e frequentemente contém grânulos (até 5%). Os grãos aloquímicos são intraclastos micríticos e bioclastos de calcário microbiano críptico, que podem ser irregulares, placóides ou ovalados quanto à forma, subangulares ou arredondados. Os wackestones apresentam pelóides bem arredondados de granulação areia fina ou intraclastos placóides com dimensões de areia grossa e grânulos. Apresentam evidências de compactação com estilólitos em rede, o que não se observa nos grainstones e packstones adjacentes Mais raramente observa-se calcilutitos fortemente compactados e dolomitizados. Os calcissiltitos podem ser maciços ou apresentar laminação plano-paralela a cruzada de baixo ângulo. A dolomitização não afeta de modo homogêneo os diferentes tipos texturais. Os níveis de grainstones adjacentes a wackestones praticamente não são afetados pela dolomitização, ao passo que os packstones e wackestones apresentam de 20% a 40% de dolomita. O calcissiltito é pouco dolomitizado (cerca de 10%). 5.8 - FÁCIES CaDa: Calcarenito dolomítico com estratificação cruzada acanalada Ocorre no Perfil 4, na mina em atividade da COMIG, têm cerca de sete metros de espessura; o contato com a litologia subjacente não é observado. Embora o calcarenito dolomítico descrito na fácies CaDz apresente semelhanças com o da Fácies CaDa, observa-se que exibem algumas diferenças entre si, em especial no que se refere às estruturas sedimentares. Na mina em exploração da COMIG, o calcarenito dolomítico constitui um pacote com cerca de 3 metros de espessura observável; estratificação cruzada truncada por ondas (Prancha 21, foto 1) e estratificação cruzada acanalada de pequeno porte são as principais estruturas sedimentares observadas. Na base do afloramento, as estratificações cruzadas por onda são finamente laminadas, e apresentam truncamentos por ondulações de baixa amplitude; em direção ao topo da fácies, as ondulações apresentam comprimento de onda progressivamente menor e são cortadas esporadicamente por pequenos canais (scours) preenchidos por cruzadas acanaladas (centimétricas). Observa-se ainda, intercalados nos calcarenitos, delgados níveis de conglomerados com grânulos que apresentam gradação normal e superfície basal erosiva. 67 Petrograficamente, o calcarenito dolomítico é constituído por grainstones a packstones de arcabouço aberto, sem evidências de compactação. São compostos por bioclastos e intraclastos micríticos, de granulação areia fina a média, e apresentam vestígios de franja isópaca, originalmente aragonítica que foi posteriormente dolomitizada. Freqüentemente os qloquímicos são mal selecionados, tendo cerca de 5% dos grãos nas frações areia grossa e grânulos, podendo atingir 10% nos grainstones que compõem as cruzadas acanaladas. Os grãos são subarredondados a arredondados, ovalados a esféricos, placóides ou irregulares (Prancha 21, foto 2). Ainda em lâmina delgada, foi observado um nível de grainstone composto por aloquímicos extremamente bem arredondados, ovalados, irregulares ou alongados, de contorno micrítico nítido, mas sem estrutura interna preservada; os grãos são mal selecionados, com mistura de grãos areia fina a média e grossa e mostram semelhanças com microfitólitos (Prancha 21, foto 3). Não se observa, em todo o pacote, a presença de sedimentos finos. Freqüentemente, na parte superior da fácies, ocorre dissolução parcial ou total de grãos, com posterior preenchimento por calcita espática. Em geral os calcarenitos apresentam cerca de 20% a 30% de dolomita, mas nos níveis basais essa porcentagem não ultrapassa 10%. Todo o pacote de calcarenito dolomítico é truncado, próximo ao topo da fácies, por uma superfície irregular que representa a base do dolomito calcítico (Fácies Dcc). Os calcarenitos situados acima dessa superfície estão fortemente dolomitizados, sem preservação da textura original da rocha (Prancha 22). 5.9 - FÁCIES Dcc: Dolomito calcítico Frequentemente ocupa o topo das várias elevações da área, e exibe feições cársticas, geralmente em lapiez. Apresenta limites basal e de topo nítidos e irregulares (Prancha 22, foto 1), tem espessura variável entre três e cinco metros, é de cor cinza bem mais claro que as litologias vizinhas, e quebra em lascas, padrão facilmente identificável no campo. Corresponde ao dolomito sacaróide de Madalosso & Veronese (1978). Na Mina da Bocaina (Perfil 1), embora em afloramento se identifique o nível de dolomito calcítico, quase sempre é possível reconhecer petrograficamente a textura original da rocha (Prancha 4, foto 4) embora afetada em maior ou menor grau pela dolomitização. 69 Nos perfis 3 e 4 a dolomitização é mais intensa, e em lâmina delgada observa-se apenas um dolomito cristalino (Prancha 22, foto 2), com raros vestígios de aloquímicos ou de laminações. Eventualmente observa-se grãos bem arredondados, ovalados, de contorno difuso, com vestígios de envelopes micríticos concêntricos; alguns grãos parecem ser polinucleados e são de granulação areia muito grossa. Próximo ao topo do pacote dolomítico, um nível com cerca de 1 metro de espessura parece conter estromatólitos estratiformes com formas colunares associadas. 5.10 - FÁCIES DEd: Dolomito estromatolítico com elementos dômicos de pequeno porte Ocorre apenas na Mina da Bocaina, onde constitui um bioherma de aspecto lenticular, com espessura máxima de três metros e cerca de cinco metros de extensão; é composto predominantemente por pequenos estromatólitos dômicos (Prancha 23, foto 1), sobrepostos aos calcarenitos dolomíticos da Fácies CaDz. Na base do bioherma, observa- se estromatólitos estratiformes e pequenos cumulados assimétricos assentados sobre delgados níveis micríticos, ou níveis de intraclastos micríticos com raros bioclastos semelhantes a algal chips (Prancha 5, foto 5). Os estromatólitos dômicos freqüentemente são contíguos, mas podem apresentar espaçamento centimétrico. Possuem diâmetro subcircular de até 50 centímetros e altura média de 30 centímetros. São ligeiramente assimétricos, e em alguns estromatólitos observa-se a presença de parede externa praticamente vertical, o que sugere que possuíam relevo, tendo se desenvolvido livres dos sedimentos adjacentes. Apresentam laminações convexas, com alternância de lâminas claras e escuras, lisas, sem ondulações e grau de herança médio a alto. Podem ocorrer descontinuidades, em especial nas lâminas mais externas. Não foram observadas feições de ressecação. Os estromatólitos estão fortemente dolomitizados, mas em lâmina delgada ainda são visíveis delgados níveis micríticos, contínuos, alternados com níveis espessos, de cor mais clara que contém vestígios de aloquímicos. Exibem laminação fenestral e evidências de terem sofrido dissolução parcial, com abertura de cavidades, pois apresentam fragmentos de suas paredes cimentados por calcita espática. 71 5.11 - FÁCIES DEdc: Dolomito estromatolítico com formas dômicas e colunares associado a dolarenito ooidal Esta fácies foi registrada apenas na Mina da Bocaina, e na maior parte das vezes, os estromatólitos foram observados em blocos soltos (Prancha 23, foto 2 e Prancha 24). Em afloramento observou-se estromatólitos dômicos, de cerca de um metro de altura, em contato lateral com dolarenito ooidal que apresenta estratificação cruzada por onda. Em blocos rolados, observou-se que esses estromatólitos têm seção subcircular e diâmetro variando de 20 centímetros a 70 centímetros e podem ser coalescentes. Apresentam laminações convexas, lisas, que englobam intraclastos milimétricos e apresentam alguns truncamentos. Estromatólitos aparentemente colunares, e de seção ovalada, com diâmetros variando entre 30 centímetros e 1 metro, também foram encontrados em blocos soltos. Os estromatólitos no geral são paralelos e apresentam pequeno espaçamento entre si ou são coalescentes (Prancha 24). São finamente laminados, com lâminas lisas, de 1 a 2 milímetros de espessura, e exibem descontinuidades. Apresentam relevo alto e provavelmente cresceram livres dos sedimentos adjacentes. O dolarenito ooidal é um grainstone dolomitizado, bem selecionado, de arcabouço fechado e compactado. Os grãos são bem arredondados, de granulação grossa a muito grossa, ovalados a esféricos, e o contato entre eles é normal ou côncavo-convexo; alguns grãos sofreram dissolução e estão parcialmente silicificados (Prancha 25, foto 1). Os oóides não apresentam vestígios de capas concêntricas, e provalvemente representam oólitos que foram dolomitizados de forma não mímica, sem preservação de sua estrutura interna original. 5.12 - FÁCIES DEcp: Dolomito estromatolítico com formas colunares a pseudocolunares. Constitui um nível bioconstruído, estromatolítico, observado no Perfil 4, na mina em atividade da COMIG. É predominantemente composto por estromatólitos decimétricos a centimétricos, colunares a pseudocolunares. Em lâmina delgada observa-se que pequeno estromatólito colunar apresenta grau de herança regular, com as laminações exibindo várias descontinuidades (Prancha 26, foto 1). Como microestrutura, apresenta níveis lamosos contendo grãos ooidais e microfitólitos dispersos, filmes micríticos contínuos e paralelos, o que sugere terem sido construídos 73 paulatinamente por microorganismos e lâminas espessas de micrita escura, grumosa, com raros microfitólitos, pelóides, e inúmeros cristais prismáticos, aciculares de anidrita, que apresentam cores de interferência de segunda ordem características (Prancha 26, foto 2). Observa-se ainda cavidades forradas por franja isópaca, dolomítica, preenchidas por mosaico de calcita espática (Prancha 26, foto 2), que no geral são concordantes com a laminação; observa-se também pequenas fraturas preenchidas por calcita espática, mas sem cimento em franja. Freqüentemente a calcita espática apresenta deformação, com maclas retorcidas e onduladas. Para o topo, observa-se pequenos estromatólitos colunares, dispersos em meio a estromatólitos planares de laminações finíssimas. Pequena coluna estromatolítica amostrada (Prancha 27, foto 1), apresenta espessas lâminas granulares, composta por grãos micríticos e microfitólitos, e lâminas escuras, micríticas, de aspecto grumoso (Prancha 27, foto 2). Observa-se pequenas fraturas preencidas por calcita espática, talvez resultantes de processos de ressecação e evidência de laminação fenestral. 5.13 - FÁCIES DEb: Dolomito estromatolítico estratiforme com brecha de dissolução associada Ocorre na Mina da Bocaina (cota 755 metros), tem cerca de um metro e meio de espessura e continuidade lateral observada por cerca de 10 metros. É constituído predominantemente por estromatólitos estratiformes, de laminação ondulada, e pseudocolunares; apresenta ainda alguns cumulados esparsos, centimétricos a decimétricos (Prancha 28, foto 1). O topo desse nível estromatolítico é nítido e irregular, com desníveis centimétricos. Os estromatólitos estão fortemente dolomitizados, observando-se em lâmina delgada apenas delgados níveis de micrita escura e cavidades semelhantes a fenestrae preenchidas por calcita espática. O dolomito estromatolítico, no topo do biostroma, apresenta evidência de dissolução, com formação de brechas de colapso. Alguns fragmentos exibem franja isópaca, dolomítica, e estão cimentados por calcita espática (Prancha 28, foto 2). 5.14 - FÁCIES Dl: Dolomito com laminação irregular Ainda no Perfil 1, na Mina da Bocaina, no nível 757 metros, ocorre uma camada de cerca de 80 centímetros de espessura de dolomito aparentemente granular, com 77 laminações irregulares. Em lâmina delgada, observa-se apenas pelóides esparsos de granulação areia fina ou áreas micríticas irregulares, contendo pequenos pelóides em meio a um mosaico de dolomita microcristalina (Prancha 25, foto 2). 5.15 - FÁCIES DEes: Dolomitos estromatolíticos estratiformes e intercalações de dolomitos não estromatolíticos Essa fácies está bem representada no Perfil 1, na Mina da Bocaina, com cerca de 20 metros de espessura, embora também seja observada no Perfil 4, na mina em atividade da COMIG. No Perfil 3, na mina abandonada da COMIG, apresenta grande espessura, mas é acessível apenas em blocos rolados (Figuras 7, 8, e 9 ). Os diversos níveis estromatolíticos descritos na Mina da Bocaina, serão referenciados pela cota (altitude) em que foram observados; a base aflorante da Mina da Bocaina situa-se em torno de 695 metros. A Fácies DEes é predominantemente composta por estromatólitos estratiformes, sendo bastante homogênea quanto ao aspecto macroscópico (Prancha 29). Feições que permitissem caracterizar o ambiente de desenvolvimento dos estromatólitos com maior segurança foram obtidas através da microestrutura dos estromatólitos. A maioria das estruturas estromatolíticas estudadas é constituída por dolomitos finamente cristalinos e desenveu-se em ambiente de baixa energia, com intercalações de lâminas e leitos granulares ou placóides. Níveis bioconstruidos, mas não estromatolíticos, constituem esteiras microbianas e atuaram como estabilizadoras dos sedimentos. 5.15.1 - Dolomitos não estromatolíticos Os dolomitos não estromatolíticos constituem delgados níveis ou camadas granulares, e são compostos por microfitólitos, pelóides e intraclastos. Os níveis mais espessos podem apresentar, na base, laminação plana a ondulada, seguida por estratificação cruzada por ondas; marcas onduladas observadas em perfil, apresentam comprimento de onda de até 1 metro. Os níveis mais delgados tendem a apresentar gradação normal. Na cota 766,5 metros (Mina da Bocaina), ocorre um nível de dolarenito, com cerca de 70 centímetros de espessura. Apresenta um leito basal com laminação plana a ondulada, seguido por estratificação cruzada por ondas compondo sets centimétricos a decimétricos, truncados por grandes ondulações (Prancha 30, topo da foto 1). 80 Texturalmente, constitui um grainstone de granulação grossa a muito grossa, composto por microfitólitos de formas variadas (Prancha 30, foto 2). O arcabouço da rocha é aberto e os bioclastos exibem delgada franja isópaca acicular, originalmente aragonítica, que foi posteriormente dolomitizada de forma mímica, isto é, sem perda de suas características originais. É um dolarenito que praticamente não apresenta deformação; observa-se apenas silicificação incipiente em pequenas áreas, geralmente no núcleo dos bioclastos. No nível 771 metros ocorre um nível arenoso, com cerca de um metro e meio de espessura, que apresenta estratificação cruzada por ondas e pequenas marcas onduladas. Litologicamente, é um dolarenito de granulação muito grossa, mal selecionado, texturalmente um packstone, de arcabouço aberto. É composto por microfitólitos, de granulação muito fina a fina e areia grossa a grânulos, que apresentam vestígios de franja isópaca acicular (Prancha 31, foto 1). Sobre esse dolarenito, assenta-se, através de marcas onduladas, um nível granular, de espessura decimétrica; texturalmente é um packstone extremamente mal selecionado. Contém grãos nas frações areia fina a média (dominante), areia muito grossa e ainda grânulos. A composição dos aloquímicos é extremamente variável, com microfitólitos, oóides de granulação areia média, pelóides, oólitos superficiais (granulação areia fina), agregados de aspecto botrioidal (grânulos) e intraclastos laminados e micríticos (Prancha 31, foto 2). Entre as intercalações rudáceas, tem-se, na Mina da Bocaina (cota 767 metros), um delgado nível de dolorrudito que constitui uma brecha sustentada pelos clastos, fracamente gradada e composta por intraclastos centimétricos, lamelares, eventualmente encurvados. 5.15.2 - Dolomitos estromatolíticos estratiformes Os dolomitos estromatolíticos estratiformes foram observados nos perfis 1 e 4, mas os dados apresentados referem-se especialmente à Mina da Bocaina (Perfil 1), onde são mais facilmente acessíveis. Os estromatólitos compõem biostromas, são estratiformes a pseudocolunares, de laminação plana a ondulada e eventualmente apresentam pequenas formas colunares ou dômicas muito subordinadas. Os biostromas apresentam truncamentos por ondas, intercalações de material granular e/ou placóide, níveis com gretas de contração e cristais de evaporitos, 83 especialmente anidrita. Esses elementos no geral indicam os limites naturais dos biostromas e sugerem a ação de fluxos de tempestades ou ligeiras flutuações do nível do mar. A Fácies DEes apresenta, na Mina da Bocaina, próximo à base (cota 765 metros), um bioherma estromatolítico, com cerca de 1 metro de espessura, composto por maciços estromatolíticos de aspecto arborescente, constituídos por estromatólitos pseudocolunares a colunares (Prancha 32), que apresentam espaçamento variável entre si de meio a um metro. Lateralmente aos maciços estromatolíticos, as estruturas são menos proeminentes, os estromatólitos são estratiformes, e as laminações apresentam espessuras variadas, com intercalações importantes de material granular. Os estromatólitos têm em média 80 centímetros de altura e seção ovalada, cujo diâmetro maior pode atingir 75 centímetros. Macroscopicamente, as laminações são milimétricas, têm perfil convexo a plano e apresentam pequenas descontinuidades. A base dos maciços estromatolíticos é sempre constituída por domos ou colunas centimétricas, onde se nota a presença de parede lateral, que desaparece em direção ao topo do estromatólito. Em lâmina delgada observa-se que os domos e colunas apresentam relevo positivo, tendo crescido livres dos sedimentos adjacentes. Apresentam laminações muito espessas e de baixo grau de herança, pois observa-se superposição de três ou quatro lâminas, e então ocorrem discontinuidades que são devidas ao desenvolvimento do estromatólito, e não a processos de erosão (Prancha 33, foto 1). As laminações são bastante características com limites nítidos entre si. Foram observados 3 tipos principais de microestrutura: lâminas de microespato dolomitizado contendo grãos, espessas lâminas micríticas dolomitizadas e filmes micríticos. - As lâminas de microespato dolomitizado com grãos são de cor cinza claro e apresentam relevo; os grãos são peloidais e sua distribuição nas lâminas é irregular não se concentrando na base das mesmas. - As lâminas micríticas são espessas e podem às vezes constituir uma lâmina composta (espessura de até quatro milímetros), onde se observa níveis internos mais claros, raros grãos e vestígios de estruturas filamentosas, em especial na base e topo da laminação (Prancha 33, foto 2). É um nível de origem microbiana, praticamente sem aporte de material externo. - Os delgados filmes micríticos dolomitizados são nítidos, extensos e regulares; capeiam as lâminas com grãos. 85 Acima dos estromatólitos em “maciços arborescentes” os estromatólitos são predominantemente estratiformes a pseudocolunares, com formas colunares esparsas (cota 766 metros) e compõem um biostroma. São capeados pelo nível de grainstone composto por microfitólitos com estratificação cruzada por ondas (Prancha 30, parte superior da foto 1). Os estromatólitos colunares são assimétricos, com colunas decimétricas ligeiramente oblíquas, que apresentam parede lateral (Prancha 34, foto 1); ocorrem ainda pequenas formas dômicas esparsas. Lâmina delgada de pequena coluna estromatolítica apresenta as seguintes microestruturas: - Tapete micrítico espesso, de cor cinza claro; é constituído por microespato dolomitizado, e contém pequenos grãos micríticos esparsamente distribuídos. - Filmes micríticos, delgados e contínuos, de cor cinza escuro. - Nível micrítico dolomitizado de cor escura, irregular, com limite superior e continuidade pouco nítidos; esse nível parece exibir internamente delgados filmes micríticos, que poderiam ser microbianos quanto à origem. Observa-se ainda, inúmeros cristais aciculares de anidrita. A parede lateral do estromatólito apresenta-se como um nível à parte, sendo constituída por microfitólitos, que podem se apresentar aglutinados verticalmente, formando parte da parede (Prancha 34, foto 1). Lateralmente ao estromatólito, os microfitólitos constituem um grainstone, e apresentam delgada franja isópaca acicular (Prancha 34, foto 2). Acima do nível de dolarenito, os estromatólitos são estratiformes, de laminação plana, com raras formas dômicas esparsas, centimétricas. Exibem laminação fenestral e evidências de ressecação esporádica, com tapetes microbianos litificados, fraturados e gretas de ressecação (Prancha 35). São recobertos pelo nível de dolorrudito que ocorre na cota 767 metros. Acima desse nível brechóide reaparecem estromatólitos estratiformes de laminação plana com pequenas formas dômicas esparsas, mas com microestrutura diferente da apresentada dos estromatólitos situados abaixo do dolorrudito. As laminações são muito espessas, devido ao aprisionamento de grãos em grande quantidade, e apresentam inúmeras descontinuidades (Prancha 36, foto 1). As principais microestruturas observadas constituem pares, formados por lâminas espessas e irregulares, granulares, compostas por microfitólitos e pelóides e lâminas micríticas, possivelmente de origem microbiana. Alguns dos níveis granulares constituem verdadeiros grainstones estabilizados por tapetes 88 microbianos. As lâminas micríticas eventualmente apresentam grãos peloidais e microfitólitos, semelhantes aos que compõem os níveis granulares. Nota-se ainda laminação fenestral, pequenas fraturas e feições de diagênese vadosa, como cavidades com preenchimento parcial por sedimento, caracterizando feição geopetal (Prancha 36, foto 2). Para o topo, continuam a predominar estromatólitos de laminações planas, mas as formas pseudocolunares e colunares que ocorrem esparsas podem apresentar desenvolvimento quase horizontal (cota 768,5 metros). Laminações estromatolíticas milimétricas e gretas de contração são observadas um metro acima, ainda em estromatólitos estratiformes. Na cota 770 metros, os estromatólitos estratiformes, apresentam intercalações centimétricas de dolarenitos, constituídos por pequenos clastos imbricados. O dolarenito é um packstone a grainstone, composto por intraclastos micríticos, microfitólitos e bioclastos de estromatólitos; os aloquímicos são mal selecionados, apresentam delgada franja isópaca acicular e pequenas cavidades, originadas por dissolução, preenchidas por calcita espática. Os estromatólitos são constituídos por níveis micríticos, onde se observa pelóides esparsos e laminação fenestral, e por níveis granulares mal selecionados que contêm um pouco de lama. Na cota 770,5 metros, sobre uma superfície de truncamento, com ondulação ampla, instalaram-se estromatólitos estratiformes de laminação plana a ondulada, com alguns elementos pseudocolunares associados. Petrograficamente, observa-se que os estromatólitos são constituídos por níveis lamosos, que contêm pelóides e raros oóides dispersos. Não foram observadas feições de ressecação, nem laminação fenestral. Sobre esses estromatólitos, ocorre um nível decimétrico de dolarenito, constituído essencialmente por bioclastos irregulares, onde ainda se nota material lamoso e restos de filmes orgânicos dispersos (Prancha 37). Observa-se também a presença de bioclastos esféricos, de contorno micrítico, que podem exibir vestígios de silicificação. Esse dolarenito possivelmente representa níveis microbianos, contínuos, e com pouca coesão, que sofreram desagregação. Estromatólitos estratiformes, situados acima desse nível de dolarenito, apresentam pouca laminação fenestral e cristais esparsos de anidrita. Observa-se ainda intercalações granulares mal selecionadas, que são estabilizadas por filmes microbianos e no geral contêm sempre um pouco de lama. Esses estromatólitos apresentam-se truncados por uma superfície ondulada, sobre a qual se depositaram os packstones com microfitólitos (cota 771 metros), que foram 92 colonizados por estromatólitos estratiformes, os quais não apresentam laminação fenestral ou evidências de ressecação. A partir desse nível, os estromatólitos estratiformes a pseudocolunares de laminação plana a ondulada continuam a ser predominantes, mas não são acessíveis à observação direta. Próximo ao topo da fácies, parece ocorrer pequenos estromatólitos ramificados e delgados níveis argilosos de cor avermelhada. Lentes de sílex são freqüentes na porção média-superior da fácies, e em lâmina delgada exibem agregados e grãos ooidais, sendo vários deles esferulíticos. 5.15.3 - Dolomito laminado Ocorre na mina em atividade da COMIG (Perfil 4) e tem cerca de 3 metros de espessura. É constituído por um dolomito que apresenta laminações muito variáveis quanto à espessura e pouca regularidade de estruturas sedimentares, tais como laminações cruzadas. Em lâmina delgada, observa-se que são as laminações representam níveis granulares, packstones, compostos por microfitólitos e pelóides, recobertos por níveis micríticos delgados e contínuos, possivelmente de origem microbiana (Prancha 38). Observa-se aporte cíclico de grãos e de lama carbonática, a qual permanece como pequenas lentes. Não se observou evidências de ressecação. 5.16 - FÁCIES CE: Calcários estromatolíticos Foram observados apenas na Mina da Bocaina e ocorrem nos intervalos 3 e 4, sempre instalados sobre uma superfície planar. Os biohermas que ocorrem no Intervalo 4 e os biohermas basais do Intervalo 3 estão instalados sobre calcarenitos intraclásticos (Fácies Cait), em meio aos calcalcarenitos neomorfizados (Fácies Can); Os biohermas de topo do Intervalo 3 estão associados a calcarenitos que apresentam intercalações de calcilutitos (Fácies CaCl). Os biohermas basais do Intervalo 3 constituem corpos estromatolíticos lenticulares, com cerca de um metro e meio de altura e extensão observada de dois metros (Prancha 39, foto 1). Na base dos biohermas predominam estromatólitos estratiformes, de laminação ondulada, que gradam a formas pseudocolunares, com alguns elementos colunares e dômicos, decimétricos a centimétricos, associados.As formas colunares são assimétricas, 94 e no geral possuem parede lateral e relevo alto, o que indica que cresceram livres dos sedimentos adjacentes. Os estromatólitos dômicos também são ligeiramente assimétricos (Prancha 40). Em lâmina delgada observa-se que os estromatólitos apresentam níveis construídos, microbianos, de textura grumosa com grãos peloidais esparsos, e níveis granulares, resultantes de aportes externos, cimentados por microespato. Observa-se rara laminação fenestral, com pequenas cavidades. Em bloco rolado, observou-se pequeno estromatólito colunar ramificado associado à brecha caótica, composta por bioclastos de estromatólitos. Os biohermas que ocorrem associados aos carbonatos da Fácies CaCl são métricos (cerca de um metro de altura e mais de dois metros de comprimento), apresentam espaçamento médio de um metro, e se tornam progressivamente menores (10 centímetros de altura e 30 centímetros de comprimento em média) e mais escassos em direção ao topo da fácies (Prancha 41). Os biohermas que ocorrem na parte basal da Fácies CaCl são compostos por estromatólitos pseudocolunares, com raros elementos colunares associados, formando uma massa compacta (Prancha 41, foto 2) e apresentam-se inteiramente recobertos por lama carbonática de cor avermelhada. Estão fortemente neomorfizados, mas em lâmina delgada ainda se observa lâminas micríticas que contém filmes escuros, delgadas lentes ou níveis lamosos e bolsões ou níveis granulares compostos por pelóides (Prancha 42). Os pequenos biohermas de topo são constituídos por estromatólitos estratiformes, de laminação plana a ondulada. Muito raramente ocorrem elementos colunares, que não apresentam parede lateral, o que sugere que não apresentavam relevo em relação aos sedimentos adjacentes (Prancha 41, foto 1). Os biohermas estromatolíticos presentes no Intervalo 4 têm cerca de dois metros e meio de altura e três metros de extensão observada, e são constituídos por estromatólitos predominantemente pseudocolunares, com formas dômicas e colunares associadas (Prancha 43). Em lâmina delgada, observa-se pequenos estromatólitos colunares que apresentam conexões entre as colunas. A microestrutura é difusa (Hofmann 1969), pode-se reconhecer as laminações, mas seus limites não são nítidos (Prancha 44). No espaço intercolunar ocorrem bioclastos escuros, micríticos, ou de contorno micrítico, que constituem um grainstone a microfitólitos. Não se observou a presença de material lamoso nas laminações estromatolíticas, nem no material contido no espaço intercolunar. 97 5.17 - FÁCIES Cait: Calcarenitos intraclásticos Ocorrem nos intervalos 3 e 4 e foram observados no Perfil 1, na Mina da Bocaina. São de cor cinza escuro, mal selecionados e compostos por clastos de grande diversidade textural, embora todos sejam carbonáticos. No geral estão fortemente neomorfisados e salvo em níveis silicificados, pouco se pode observar. Mas como petrograficamente foi possível identificar algumas características importantes, não foram incluídos nos calcarenitos neomorfizados (Fácies Can). Macroscopicamente, observa-se que os calcarenitos intraclásticos constituem níveis decimétricos que se adelgaçam para o topo, quando apresentam um delgado horizonte planar, levemente ondulado e de aspecto maciço. Sobre esse nível se instalam biohermas estromatolíticos da Fácies CE. No Intervalo 3, o calcarenito intraclástico é constituído por camadas centimétricas a decimétricas de granulações contrastantes, média e grossa a muito grossa; alguns níveis (centimétricos) de calcarenito grosso a muito grosso estão parcial ou totalmente silicificados (Prancha 45). Os calcarenitos apresentam laminações cruzadas por ondas (menores nos calcarenitos mais finos) e são truncadas por ondulações não paralelas, que em perfil, apresentam comprimento de onda de cerca de 50 centímetros. Granodecrescência ascendente é observada nos níveis de granulação mais grossa. Para o topo da fácies ocorre adelgaçamento das camadas e observam-se laminações cruzadas por onda de baixo ângulo a plano-paralelas, que são truncadas por ondulações amplas e de muito baixa amplitude. Petrograficamente, os calcarenitos de granulação grossa, silicificados, constituem packstones a grainstones compostos por oóides, agregados, fragmentos de calcarenito oolítico, pelóides e raros microfitólitos, bem arredondados, predominantemente ovalados a irregulares, eventualmente botrioidais (Prancha 46). Alguns aloquímicos são quase negros por apresentarem grande quantidade de pirita disseminada. As feições originais dos níveis de calcarenito não silicificado encontram-se pouco preservados. Observa-se vestígios de aloquímicos de granulação areia média, e grãos esparsos, de granulação areia grossa a muito grossa, semelhante a agregados, com algumas capas concêntricas, fortemente deformados, em matriz lamosa. Os calcarenitos intraclásticos que ocorrem no Intervalo 4 são muito semelhantes aos observados no Intervalo 3. Na base apresentam níveis decimétricos de calcário maciço, escuro, com ondulações locais de grande amplitude, possivelmente de origem tectônica, 103 pois a área é afetada por falhamento transcorrente. Como no intervalo precedente, as camadas tornam-se gradativamente mais delgadas em direção ao topo da fácies. Petrograficamente, observa-se, na maioria das vezes, apenas vestígios de aloquímicos em mosaico de pseudoespato. Mas em algumas lâminas é possível observar um calcarenito de arcabouço aberto, composto por grãos texturalmente heterogêneos, de cor escura, onde predominam agregados, fragmentos de calcarenito oolítico, intraclastos micríticos, oólitos, fragmentos de oólitos e oóides, constituindo um grainstone intraclástico (Prancha 47). Os aloquímicos são mal selecionados, com a granulação variando de areia fina a grânulos; são irregulares a ovalados quanto à forma, subarredondados a arredondados; em alguns aloquímicos é possível observar vestígios de franja isópaca, talvez originalmente aragonítica que sofreu inversão para calcita e silicificação incipiente. Vários grãos apresentam-se fraturados, após a deposição do cimento em franja isópaca. É comum a presença de cristais de pirita disseminada nos grãos. 5.18 - FÁCIES Caoo: Calcarenitos oolíticos Os calcarenitos oolíticos foram observados no Perfil 1, na Mina da Bocaina. Ocorrem frequentemente nos intervalos 3 e 4, e não foram observados no Intervalo 2; no Intervalo 1, os dolarenitos ooidais poderiam representar calcarenitos oolíticos que foram dolomitizados. No Intervalo 3, os calcarenitos oolíticos constituem um pacote de cerca de dois metros e meio de espessura, em contato nítido e ondulado com a litologia subjacente (Fácies Can). Apresentam estratificação cruzada por ondas que são truncadas por ondulações decimétricas. Na base da fácies, as estratificações cruzadas por ondas são maiores e eventualmente podem compor pequenos ciclos, onde estratificações cruzadas gradam a marcas onduladas e a laminações plano-paralelas. Para o topo as estratificações cruzadas por ondas são menores, as marcas onduladas são suaves e o calcarenito oolítico contém delgadas lentes de material fino intercalado. Petrograficamente, observa-se que os oólitos são esféricos ou ovalados, heterogêneos, frequentemente micríticos, às vezes sem capas concêntricas observáveis. Alguns oólitos são bem formados, com capas nítidas, enquanto outros são superficiais; podem ter o núcleo constituído por vários fragmentos aglutinados ou não apresentar núcleo individualizado, eventualmente com estrutura radial, sendo semelhantes a esferulitos, mas sem cruz negra sob nicóis cruzados. Certos grãos lembram oncólitos, com os envoltórios apresentando descontinuidades e irregularidades internas; ocorrem 106 predominantemente associados a oólitos micríticos. Na maioria das vezes, devido ao neomorfismo, os oólitos guardam apenas vestígios das capas concêntricas originais; podem eventualmente apresentar o centro e/ou algumas capas substituídas por sílex (Prancha 48, foto 1). Texturalmente, os calcarenitos oolíticos variam de grainstone a packstone e são de granulação grossa a muito grossa; o grau de seleção é melhor na base que no topo do pacote. Franja isópaca acicular pode ser observada ao redor de oólitos, que podem apresentar cristais esparsos de pirita. Associados aos oólitos podem ocorrer aloquímicos de granulação areia média a fina, que no geral estão muito neomorfizados e são difíceis de serem definidos. São arredondados a bem arredondados, ovalados esféricos ou irregulares; alguns sugerem oólitos, pois apresentam vestígios de delgadas capas concêntricas, mas outros não. Freqüentemente, o calcarenito oolítico apresenta deformação, no geral, paralela ao acamamento; os grãos micríticos estão mais deformados, com desenvolvimento de textura semelhante à espastolítica (Prancha 48, foto 2), enquanto os oólitos com vestígios de capas concêntricas são mais afetados por quebramento. Sobre o calcarenito oolítico assenta-se um nível de calcirrudito (cerca de 30 centímetros de espessura), com contato basal nítido e planar. Constitui um conglomerado sustentado pela matriz, com gradação normal, e tem no topo pequenas marcas onduladas que gradam a laminação ondulada a plano-paralela. Na base ocorrem clastos lamelares, centimétricos, subangulares a arredondados, de calcilutitos ou de calcarenito com estratificação cruzada, que podem estar encurvados. Texturalmente, a matriz do conglomerado é um grainstone bimodal, de arcabouço aberto e composto por oólitos de granulação grossa a muito grossa e grãos neomorfizados, alguns possívelmente oolíticos, ovalados a irregulares quanto à forma, bem arredondados, de granulação areia fina a muito fina (Prancha 49, foto 1). Filmes micríticos, possivelmente de origem microbiana, estabilizam os sedimentos de topo do calcirrudito (Prancha 49, foto 2). Acima desse nível estabelecem-se os biohermas estromatolíticos basais relacionados à Fácies CaCl. Os calcarenitos oolíticos que ocorrem no Intervalo 4, apresentam cerca de três metros e meio de espessura e possuem características algo diferentes das observadas no Intervalo 3. Na parte basal da fácies, os calcarenitos oolíticos apresentam estratificação cruzada por ondas de baixo ângulo e ondulações amplas. Como se trata de uma região afetada por falhamentos, as ondulações podem não corresponder a marcas onduladas, mas serem de origem tectônica (Prancha 50). Observam-se nesse pacote lentes decimétricas de sílex. 108 Em lâmina delgada observa-se um grainstone parcialmente oolítico, de arcabouço aberto, mal selecionado, com grãos areia muito grossa (oólitos) misturados a areia fina; secundariamente, ocorrem grãos de várias frações arenosas. Os oólitos são esféricos a ovalados e apresentam vestígios de capas oolíticas concêntricas; alguns grãos têm algumas capas substituídas por sílica e raros grãos são policompostos (Prancha 51, foto 1 e Prancha 52). Os grãos aloquímicos, areia fina a média podem, em parte, ser identificados como oólitos, mas a maioria deles, embora seja bem arredondada, não guarda resquícios de capas concêntricas, estando fortemente neomorfizada. O calcarenito de topo da fácies é um grainstone oolítico, de granulação grossa e arcabouço aberto (Prancha 51, foto 2), composto por grãos com vestígios de franja isópaca fortemente neomorfizada. Os oólitos possuem capas concêntricas bem desenvolvidas, mas aparentemente não apresentam núcleo diferenciado; raros grãos são policompostos e constituem grapestones, de granulação areia muito grossa ou grânulos. Estão fortemente afetados pelo neomorfismo, e em alguns casos ocorre silicificação de algumas capas, ou de todo o oólito. 5.19 - FÁCIES Can: Calcarenitos neomorfizados Os calcarenitos neomorfizados ocorrem na Mina da Bocaina, nos intervalos 3 e 4, associados a calcarenitos oolíticos. No geral exibem intercalações delgadas de calcilutitos. No Intervalo 3, observa-se níveis centimétricos de calcarenitos, com intercalações delgadas de calcilutitos, que exibem laminações cruzadas por ondas e pequenas marcas onduladas. Em lâmina delgada observa-se que o calcarenito é fortemente neomorfizado, com obliteração parcial da textura original da rocha. Observa-se vestígios de grãos bem arredondados, ovalados, irregulares ou esféricos, mal selecionados, de granulação areia fina a grossa. Os níveis de calcilutito também estão fortemente afetados pelo neomorfismo, e podem apresentar calcita palissádica preenchendo pequenos espaços, no contato entre o calcilutito e o calcarenito (Prancha 53, foto 1). Silicificação incipiente e grãos esparsos de pirita, ocorrem tanto nos níveis granulares, quanto nos lamosos. No Intervalo 4, os calcarenitos neomorfizados compõem um pacote carbonático de cerca de dois metros de espessura, com estratos centimétricos, onde se observa grandes ondulações, irregulares. Apresentam variação lateral de espessura e de cores. Em lâminas delgadas observa-se calcário finamente granular em contato com calcilutito finamente 112 laminado (Prancha 54, foto 1) ou um mosaico de pseudoespato contendo vestígios de aloquímicos (Prancha 54, foto 2 ). 5.20 - FÁCIES CaCl: Calcarenito com intercalações de calcilutitos Esta fácies tem cerca de dois metros metros de espessura e foi observada na Mina da Bocaina. Constitui um pacote de calcarenito freqüentemente oolítico, que para o topo da fácies, apresenta intercalações cada vez mais importantes de calcilutitos. Como estruturas sedimentares, observa-se laminações cruzadas por ondas, que gradativamente, passam a apresentar intercalações de sedimentos de granulação fina, compondo acamamento flaser e wavy. Podem apresentar nódulos de sílex associados (Prancha 53, foto 2). Em lâmina delgada, observa-se que os calcarenitos são compostos por aloquímicos fortemente neomorfisados, oolíticos ou não; os sedimentos finos são constituídos por calcilutitos e calcissiltitos grossos, que apresentam laminação plano-paralela, silicificação incipiente, e contêm cristais esparsos de pirita. 5.21 - FÁCIES Cll: Calcilutito laminado Constitui um pacote de cerca de um metro de espessura, é de cor cinza escuro a preto, e apresenta intercalações milimétricas de calcissiltitos e/ou calcarenitos de granulação muito fina. O calcilutito é micrítico, finamente laminado, com laminações submilimétricas, plano-paralelas. Os calcissiltitos ou calcarenitos são de cor cinza claro, apresentam granodecrescência ascendente e laminações cruzadas por ondas. Em lâmina delgada observa-se vestígios de aloquímicos micríticos ou micritizados, de granulação areia muito fina a silte muito grosso e grande quantidade de pirita disseminada (Prancha 55, foto 1). 5.22 - FÁCIES Csl: Calcissiltitos laminados Os calcissiltitos laminados constituem níveis amalgamados e apresentam filmes de matéria carbonosa associada a argilominerais, nos planos de acamamento. Subordinadamente, são observadas intercalações de calcarenitos e lentes de matéria carbonosa. Próximo ao topo da fácies, observa-se intercalações cada vez mais freqüentes de níveis lamosos de cor clara, contendo argilominerais, que constituem 116 acamamento flaser. Nessa faixa, o carbonato apresenta aspecto listrado, com alternâncias de bandas claras e escuras. Pequenas gretas de contração, preenchidas por calcita espática, são observadas nos níveis lamosos. Também intercaladas no topo da fácies, ocorrem calcarenitos grossos que apresentam gradação normal. Todo o pacote apresenta cerca de quatro metros de espessura (Prancha 57). Os calcissiltitos são peloidais (Prancha 55, foto 2 e Prancha 56, foto 1), finamente laminados, e podem apresentar delgadas laminações cruzadas por ondas de baixo ângulo, truncadas por suaves marcas onduladas. Os calcissiltitos de topo exibem alguns cristais de anidrita e raros grãos arredondados de quartzo detrítico. Os calcarenitos, de granulação muito fina a média, são constituídos por pelóides muito escuros, que eventualmente podem estar neomorfizados; apresentam granodecrescência ascendente, geralmente com lama carbonática no topo, laminações cruzadas por ondas e marcas onduladas decimétricas. Observa-se também calcarenito oolítico, grainstone, de granulação média, bem selecionado, de arcabouço aberto. É composto por oólitos ovalados a esféricos, neomorfizados, que apresentam vestígios de capas concêntricas, com silicificação incipiente no centro dos grãos; raramente se observam oólitos micríticos (Prancha 56, foto 2). Acima do calcarenito oolítico, o calcissiltito é de cor mais clara e contém delgadas intercalações lamosas (Prancha 58, foto 1). As lentes carbonosas são finamente laminadas e têm espessura média de 20 centímetros e cerca de três metros de comprimento observado. Análise de um desses níveis por difração de Raio x, identificou os seguintes minerais: quartzo, calcita, clorita, mineral do grupo das micas, pirita, esmectita e traços de feldspato, bem como a presença de matéria orgânica. O nível é afossilífero, segundo análise palinológica efetuada. 5.23 - FÁCIES MRG: Margas Margas foram observadas apenas no Perfil 6, na BR-354, nas proximidades de Arcos (Prancha 58, foto 2). São suborizontais, de cor cinza claro com intercalações esverdeadas e rosadas. O plano de estratificação é planar ou ligeiramente ondulado. Laminação plano-paralela a ondulada, drapes, acamamento lenticular, laminações cruzadas por ondas de baixo ângulo, milimétricas e pequenas marcas onduladas são as principais estruturas sedimentares observadas. Sobre alguns níveis mais argilosos, observa-se pequenas massas esféricas de calcita, que talvez possam podem representar pseudomorfos de evaporitos. 119 6 - DIAGÊNESE 6.1 - COMPACTAÇÃO Os processos de compactação são freqüentes em rochas carbonáticas e podem ser subdivididos em 2 categorias, mecânicos ou físicos, e químicos (Bathurst 1976). A compactação mecânica começa a atuar logo após a deposição do sedimento, enquanto a compactação química ocorre sob condições de soterramento profundo (deep burial). A compactação mecânica produz, entre outros efeitos, empacotamento, fraturamento e rotação de grãos, além de impor uma redução considerável de espessura em sedimentos lamosos, por perda de água, com redução de porosidade. A compactação química e a dissolução por pressão ocorrem sob soterramento de várias centenas de metros e as feições mais comuns são dissolution seams (Bathurst 1987), estilólitos e os contatos interpenetrativos de grãos, entre outros. Feições de compactação química, em especial dissolution seams, são proeminentes nos sedimentos lamosos do Intervalo 1, em especial nos níveis mais argilosos do calcário microbiano, onde desenvolve, ao menos parcialmente, bandeamento diagenético. Estilólitos ocorrem praticamente em todas as litologias, mas quando ocorrem em sedimentos lamosos, apresentam uma película de material argilo-carbonoso associado (Prancha 3, foto 6 e Prancha 59, foto 1). 6.2 - CIMENTAÇÃO É um dos principais processos diagenéticos que afetam as rochas carbonáticas e ocorre a partir da precipitação química em cavidades preexistentes nos sedimentos ou rocha (Bathurst 1976, Harris et al. 1985, Tucker e Wright 1990). Aragonita, calcita magnesiana (high magnesium calcite), calcita com baixo teor de magnésio (low magnesium calcite) e dolomita são os principais minerais que se depositam como cimento. No caso das rochas estudadas, devido ao forte neomorfismo e à utilização apenas de microscópio petrográfico comum, não serão feitas maiores considerações sobre a mineralogia original, mas sim sobre a morfologia do cimento e que ambiente diagenético representa. A caracterização dos ambientes diagenéticos de superfície foi baseado no esquema de Longman (1980), que os define como: vadoso; freático de água doce; freático marinho; misto de água doce e marinho. 123 Em ambiente vadoso, o cimento pode ser do tipo menisco ou gravitacional, também denominado de microestalactítico, e foi raramente observado, em fácies de planície de marés. Em ambiente diagenético freático de água doce pode não ocorrer cimentação, se o sedimento ou rocha estiver na zona de dissolução; se estiver na zona de circulação ativa de água, o cimento será calcítico, do tipo franja isópaca prismática e mosaico granular. O ambiente freático marinho apresenta duas zonas distintas, uma com circulação de água intensa, por ondas, marés ou correntes e outra de estagnação. Na zona de circulação ocorre a maior parte da cimentação, em franja isópaca, no geral acicular, por deposição de aragonita ou calcita magnesiana (Prancha 59, foto 2). Grainstones e packstones com vestígios de franja isópaca, pouco compactados, evidenciam cimentação precoce, em ambiente marinho franco, com circulação intensa de água. Na zona estagnada, onde existe pouca circulação de água nos sedimentos, praticamente não ocorre cimentação, como se observa na Fácies Cll, no Intervalo 3. Em ambiente misto, de águas salobras, praticamente não ocorre cimentação, sendo mais freqüente ocorrer dolomitização Em ambiente diagenético de soterramento profundo também pode ocorrer cimentação relacionada a processos de dissolução e reprecipitação. Dolomita euhedral finamente cristalina a microcristalina ocorre dispersa em dissolution seams nas fácies basais do Intervalo 1, e pode representar processo diagenético tardio relacionado a dissolução por pressão (Wanless 1979). 6.3 - DISSOLUÇÃO Dissolução ocorre preferencialmente nas fácies de ambientes perilitorâneos relacionados ao Intervalo 1. Propiciou a abertura de cavidades amplas (Prancha 59, foto 3) e a formação de brechas de colapso, em ambiente vadoso, na zona de dissolução (Prancha 28, foto 2). 6.4 - NEOMORFISMO Termo introduzido por Folk (1965), abrange os processos de inversão (de aragonita para calcita), recristalização (de calcita para calcita) e recristalização por pressão. Como recristalização, o caso mais comum é o da matriz carbonática, micrítica, que recristaliza para microespato e pseudoespato. 125 Observa-se na Fácies Cll, do Intervalo 3, grãos micríticos neomorfizados (Prancha 59, foto 4), o que também ocorre em grãos contidos nas laminações de estromatólitos do Intervalo 3. 6.5 - SUBSTITUIÇÃO Substituição é um processo pelo qual um mineral é substituído por outro, de composição química diferente. Nos carbonatos pesquisados os processos de substituição predominantes são dolomitização, que ocorre de modo expressivo em uma faixa bem delimitada, e silicificação, que ocorre de modo esparso, relacionada a diagênese tardia, ou precoce, em ambiente de planície de marés. 6.5.1 - Silicificação A substituição de carbonatos por microquartzo, com desenvolvimento de nódulos e/ou lentes de sílex, foi observada nas fácies Cm (Intervalo 1), DEes no Intervalo 2, e Cait e CaCl, no Intervalo 3. Nas fácies Cm e Cait, a silicificação é um processo de diagênese tardia, pois oblitera alguns estilólitos e não preserva as feições originais dos sedimentos. A silicificação que afeta os sedimentos gerados em planícies de maré (Fácies DEes), especialmente em ambiente intermarés, preserva a textura original da rocha (Prancha 59, foto 5) e é de diagênese precoce. Na Fácies DEdc, a dissolução parcial ou total dos oóides, é pós dolomitização e gerou porosidade móldica, a qual foi posteriormente preenchida por megaquartzo (Prancha 25, foto 1). 6.5.2 - Dolomitização A dolomitização na área estudada apresenta-se sob dois tipos principais: Tipo 1 - A dolomita é finamente cristalina a criptocristalina e preserva a textura original da rocha, o que caracteriza a substituição mímica dos aloquímicos. Esse tipo de dolomitização afeta de modo característico as litologias desenvolvidas em ambientes perilitorâneos (Prancha 59, foto 6). Assim, a dolomitização que afeta as fácies estromatolíticas, desenvolvidas em ambiente lagunar e de planície de maré dos Intervalos 1 e 2 constitui um mosaico xenotópico, finamente a criptocristalino, e é precoce, sinsedimentar. Possivelmente está relacionada à concentração de sais, por evaporação, em ambiente de águas rasas e com 126 pouca circulação. O clima seria semi-árido, o que permitiria a concentração de sais, como denota a presença freqüente de anidrita, embora em pequena quantidade. Foi considerada uma dolomitização do tipo evaporativo (in Tucker 1990). Tipo 2 - A dolomita é de cristalinidade média a grossa e no geral oblitera a textura original do carbonato. Eventualmente, preserva a forma, mas não a estrutura dos aloquímicos. Afeta as fácies de topo do Intervalo 1, e é representada pelo nível de dolomito calcítico - Fácies Dcc (Prancha 22, foto 2). Petrograficamente, o dolomito calcítico apresenta-se como um dolomito cristalino, composto por um mosaico xenotópico a hipidiotópico, com cristais anhedrais a subedrais de dolomita de cristalinidade fina a média. Dispersos nesse mosaico, observam-se cristais esparsos ou compondo pequenos bolsões de dolomita euhedral de cristalinidade grossa a muito grossa. No geral a dolomitização por cristais maiores parece estar relacionada à substituição não mímica de aloquímicos. Uma mesma litologia pode ter sido duplamente afetada pela dolomitização. Assim, nos dolomitos estromatolíticos da Fácies DEd, do Intervalo 1, os níveis micríticos apresentam-se fortemente dolomitizados, com dolomita finamente cristalina compondo um mosaico xenotópico, com cristais anhedrais a subedrais e não apresentam calcita espática no espaço intercristalino (dolomita do Tipo 1). Os níveis mais claros, com vestígios de aloquímicos, não sofreram dolomitização mímica e apresentam dolomita de cristalinidade média a grossa, em cristais euhedrais a subedrais, freqüentemente zonados, com calcita espática no espaço intercristalino (dolomitização do Tipo 2). As áreas com laminação fenestral apresentam dolomita de cristalinidade grossa que afeta os níveis finamente cristalinos. Após a dolomitização houve dissolução parcial da rocha, como se observa pelas cavidades que apresenta parte de sua parede cimentada por calcita espática. Os dolomitos estromatolíticos que compõem a Fácies DEb, com brechas de colapso no topo, apresentam-se dolomitizados, com mosaico xenotópico a hipidiotópico, micro a criptocristalino (dolomitização do Tipo 1). Dolomita como cimento ocorre forrando as cavidades e ao redor dos fragmentos das brechas de colapso. Calcita espática ocorre nos espaços intercristalinos e preenchendo as cavidades provenientes da dissolução parcial do dolomito. Essa dolomitização obliterante é secundária, pós-litificação da rocha, e poderia caracterizar dolomitização por processo do tipo Mixed Water (in Tucker 1990), relacionada à posição das lentes de água doce e salgada, à migração e/ou flutuação da interfácies entre essas duas massas de água, a denominada zona mista, durante evento de flutuação do nível do mar. No caso em questão, a variação da interfacies entre as massas de água 127 estaria relacionada à transgressão que originou o Intervalo 2, após o evento de exposição subaérea que afetou as fácies de topo do Intervalo 1. Esse modelo permitiria explicar o ocorrência de níveis regionais de dolomitos estratiformes, não associados a evaporitos, de cristalinidade média a grossa. O processo de dolomitização é claramente posterior à diagênese precoce do calcário, e acarreta a perda das características texturais originais da rocha. Fora desse contexto, a dolomitização é pouco importante, e está relacionada à diagênese tardia, pós soterramento, dos calcários. A dolomita, neste caso, ocorre associada a estruturas de compactação, dissolutions seams e estilólitos, sob a forma de cristais euhedrais polimodais, freqüentemente de cristalinidade muito fina, ou como massas de dolomita barroca limitada por estilólitos, em especial nas fácies basais do Intervalo1. 128 7 - MODELO DEPOSICIONAL Os carbonatos da região de Arcos foram descritos segundo fácies sedimentares, as quais foram agrupadas em conjuntos faciológicos (Figura 11). Cada conjunto faciológico é composto por fácies características ou sugestivas de determinado ambiente, o que permitiu a reconstituição dos modelos deposicionais (Tabela 3). A partir da sucessão vertical em que os conjuntos de fácies ocorrem e aplicando-se a Lei de Walther, concluiu-se que as litologias do Grupo Bambuí, na área estudada, registram um grande ciclo regressivo, composto por quatro intervalos, também regressivos, que se estabeleceram após rápidas transgressões marinhas. Embora as transgressões tenham intensidades variadas, é possível detectar uma tendência a ambientes de águas progressivamente mais rasas em direção ao topo do megaciclo, quando comparados com o ciclo basal. Observa-se ainda que nos sedimentos perilitorâneos podem ser observadas evidências de flutuações menores do nível do mar. 7.1 - INTERVALO 1 As sucessões de fácies observadas no Intervalo 1 foram interpretadas como constituindo um ciclo regressivo (shoaling upward), com sedimentos de águas mais profundas na base e mais rasas no topo, e permitem visualizar como modelo deposicional para o Intervalo 1, o de uma plataforma carbonática do tipo unrimmed shelf (James & Kendall 1992), composta por uma rampa, talvez do tipo distally steepened (Read 1982), que grada a ambientes perilitorâneos lateralmente diferenciados e bem definidos (Figura 12 ). Um diastema de natureza erosiva, com evento de exposição subaérea, limita o Intervalo 1. Nesse intervalo foram caracterizados cinco conjuntos faciológicos. Os conjuntos de fácies A1- Calcário microbiano críptico associado a tempestitos distais (Fácies Cm), B1- Tempestitos distais (Fácies Cs) e depósitos rudáceos distais (Fácies Cr) e C1- Tempestitos proximais (Fácies Crg, Crf e CaCrD), situam-se em rampa externa. O Conjunto de Fácies D1 representa corpos arenosos de rampa interna (fácies Cadz e CaDa), e os Conjuntos de Fácies E1 (fácies Dcc e DEcp) e F1 (fácies DEd, DEod e DEb) representam bioconstruções desenvolvidas em ambientes perilitorâneos. A sucessão de fácies reportada abaixo, registra os eventos geológicos em ordem cronológica, do mais antigo para o mais novo. 129 Tabela 3 CONJUNTOS FACIOLÓGICOS CONJUNTOS FÁCIES AMBIENTE FACIOLÓGICOS A1 Cm Ambiente distal de rampa externa abaixo do nível de ação de ondas normais B1 Cs + Cr Tempestitos distais e depósitos de gravidade em rampa externa C1 Crg + Crf + CaCrD Tempestitos proximais - rampa externa abaixo do nível de ação de ondas normais D1 CaDz + CaDa Corpos arenosos (shoals) - rampa interna, situados acima do nível de base da ação de ondas normais E1 Dcc + DEcp Dolomitos estromatolíticos de laguna de plataforma - biohermas Ambiente perilitorâneo F1 DEd + DEdc + DEb Dolomitos estromatolíticos e não estromatolíticos. Biohermas e biostromas de ambiente perilitorâneo de águas agitadas. Dl Calcrete laminado - exposição subaérea F2 DEes Dolomitos estromatolíticos de planícies de marés cíclicas. Biostromas e intercalações de dolomitos não estromatolíticos. Inframaré a intermaré alta G3 Cait + CE Calcarenitos intraclásticos e biohermas estromatolíticos semelhantes a patch reef de plataforma externa H3 Caoo + CE + Can + Biohermas estromatolíticos tipo patch reef e intercalações CaCl de calcarenitos e calcilutitos de middle shelf. Barreira arenosa, oolítica (shoal) Tempestitos proximais de águas rasas F3 Cll + Csl + MRG Calcilutitos escuros e calcissiltitos de planície de maré restrita; calcissiltitos com intercalações de calcilutitos argilosos e depósitos de tempestade; margas em ambiente de intermaré G4 Cait + CE Calcarenitos intraclásticos, biohermas estromatolíticos semelhantes a patch reef e calcarenitos neomorfisados de plataforma externa H4 Can + Caoo Calcarenitos neomorfizados e barreiras arenosas, oolíticas (shoal) em Middle Shelf 130 132 A Fácies Cm, basal, é a mais distal, tendo se desenvolvido em ambiente de águas profundas, distante da linha de costa, mas com luminosidade suficiente para permitir o desenvolvimento de vida (fotossíntese). Constitui extenso biostroma formado leito a leito, a partir do trapeamento de sedimentos e/ou precipitação mineral, em grande parte biologicamente controladas por microorganismos bentônicos, possivelmente cianobactérias. O fato de o calcário apresentar microfábrica compatível com construções microbianas, com vestígios de microfósseis, mas sem feições macroscópicas distintivas, permite classifica-lo como calcário microbiano críptico (Riding 1991). O fato de apresentarem laminoid fenestral fabric (Monty 1976), com laminação fenestral, microfábrica micrítica, grumosa ou peloidal, associado à litificação precoce, sinsedimentar, é indicativo que esses carbonatos sejam ao menos em parte construídos por microorganismos; a presença de microestruturas semelhantes às observadas em carbonatos microbianos de águas rasas (Aitken 1967), e de formas que lembram vagamente Renalcis, reforçam essa hipótese. O aspecto planar que o calcário microbiano críptico apresenta, poderia ser explicado a partir da proposição de Pratt (1982) para a formação de mud-mounds com estrutura laminar (laminar framework). Segundo o autor, a estrutura laminar, com níveis planares, se desenvolveria a partir da existência de tapetes microbianos lateralmente extensos, que eram periódicamente soterrados devido ao aporte de sedimentos associados a fluxos episódicos. Assim que o ambiente se normalizava, os níveis microbianos voltavam a crescer, com rápida cimentação, em ambiente de inframaré com baixa taxa de sedimentação. Processos semelhantes poderiam ter atuado durante a formação dos níveis de calcário microbiano críptico, pois os mesmos constituem leitos planares mais ou menos extensos, com cimentação precoce e desenvolveram-se em ambiente distal com baixa taxa de sedimentação, mas que recebia aportes esporádicos de material lamoso. Esse material fino provocaria o soterramento ou a contaminação das construções microbianas, dificultando seu desenvolvimento; aportes freqüentes de material externo resultariam nos delgados leitos microbianos com material lamoso associado ou nos níveis lamosos; em épocas normais, com baixa taxa de sedimentação e sem aporte de argilominerais, os níveis microbianos se desenvolveriam mais facilmente e originariam os níveis com laminação fenestral, mais espessos e de maior continuidade lateral quando comparados aos delgados leitos que compõem os níveis mais argilosos. O ambiente apresentaria sempre alguma circulação de água, pois as cavidades não apresentam sedimento interno, estão cimentadas por calcita espática, o que presume circulação de água nas cavidades e muito raramente se observa a presença de cristais de pirita. 133 Quanto ao tipo de estrutura que representariam, os calcários microbianos crípticos apresentam algumas semelhanças com mud-mounds, embora não possam ser considerados estritamente como tais. Como fatores comuns, tem-se o fato de que ambos se situam em posição distal na plataforma carbonática e são lamosos; possuem ainda aspectos texturais e microestrutura comuns, como laminação fenestral, associado ao fato de ambos apresentarem características de carbonatos criptalgais (Aitken 1967). Mas o calcário microbiano críptico não apresenta stromatactis, embora possua cavidades que se assemelham, mas estas são microscópicas e não macroscópicas; o acamamento é horizontal, à excessão do Perfil 3 onde no geral se observa mergulhos da ordem de 100 que gradativamente passam a suborizontais em direção ao topo da fácies, o que não é característico de mud-mounds onde as camadas no geral apresentam altos angulos de mergulhos; mud-mounds apresentam ainda relevo expressivo, com espessuras da ordem de dezenas a poucas centenas de metros, constituindo biohermas, ao contrário do que se observa no calcário microbiano, cuja extensão areal é muito maior que a espessura observada. Embora distante da linha de costa, esporadicamente a Fácies Cm era atingida por fluxos decorrentes de tempestades muito fortes ou de longa duração, que aportavam sedimentos, bem como arrancavam e remobilizavam fragmentos do assoalho marinho. O fato de os calcários microbianos terem atuado como fonte de intraclastos para os calcarenitos e calcirruditos adjacentes, indica que foram esporadicamente afetados por correntes e/ou ondas geradas por tempestades. Os calcarenitos e calcirruditos que ocorrem nos perfis 1 e 3, constituem depósitos distais de tempestades, como descritos por Aigner (1985), com delgados níveis intraclásticos em meio a sedimentos de águas profundas. Os calcarenitos encontrados no Perfil 2 também são reflexo de tempestades, mas representam ou o registro de eventos episódicos múltiplos, ou de um único evento de alta intensidade ou longa duração, pois apresentam características de depósitos proximais de tempestades, como laminações cruzadas por ondas e marcas onduladas truncantes de baixa amplitude e grande comprimento de onda, em meio a calcários argilosos de ambiente distal. Essas características, comuns em tempestitos proximais, são pouco freqüentes em tempestitos distais. Lateralmente aos calcários microbianos crípticos, depositaram-se em águas progressivamente mais rasas, os sedimentos que compõem o Conjunto de Fácies B1, onde tempestitos distais (Fácies Cs) e depósitos rudáceos distais ( Fácies Cr) gradam lateralmente a tempestitos proximais, representados pelo Conjunto de Fácies C1 (fácies 134 Crg, Crf e CaCrD). O modo característico de sedimentação dessas fácies é o de eventos episódicos, caracterizado pelo afluxo súbito de sedimentos, com rápida deposição, em rampa externa. Na Fácies Cs predominam calcissiltitos com laminações plano-paralelas a onduladas, e cruzadas. Sua deposição se deu em águas profundas, durante fases de abrandamento das tempestades. Segundo Kreisa e Bambach (1982), sedimentos finos, granulação silte e areia, são transportados durante a fase de alta energia das tempestades e depositados à medida que os fluxos perdem energia. A laminação paralela por si só indica deposição a partir de uma densa suspensão; as laminações cruzadas seriam causadas por rápida deposição, também a partir de suspensões. Quanto ao grau de proximalidade desses tempestitos, a baixa relação calcarenito/calcissiltito observada nessa fácies é indicativa de depósitos distais de tempestades, pois segundo Aigner (1985), a proporção de finos aumenta consideravelmente à medida que se afasta da linha de costa. A presença de argilominerais na porção basal da fácies corrobora a deposição em ambiente distal, situado abaixo do nível de ação de ondas normais. A Fácies Cr, composta por calcirruditos em contato nítido com calcissiltitos e calcário microbiano críptico, foi considerada como tendo sido depositada em ambiente distal, de águas claras, com baixa taxa de sedimentação, abaixo do nível de ação de ondas normais. Seu desenvolvimento poderia estar estaria relacionado à ação de fluxos turbulentos, possivelmente decorrentes de eventos de tempestades, em áreas de quebra de relêvo da rampa, o que resultaria em depósitos gerados por processos gravitacionais, talvez do tipo debris flow. No geral, depósitos gerados por fluxos gravitacionais apresentam contato basal planar, com raras marcas de sola e contato superior nítido, não gradacional. Internamente são mal selecionados e no geral não são organizados (Enos & Moore 1983; Coniglio & Dix 1992). Os calcirruditos podem ser sustentados pela matriz (floatstones) ou pelos clastos (rudstones), mas é importante ressaltar que a matriz é passível de sofrer modificações pela formação de estilólitos, o que provoca alterações na textura deposicional e pode resultar em clastos condensados ou com contatos interpenetrativos por estilólitos. Todas as características acima descritas são de depósitos relacionados a fluxos gravitacionais do tipo debris flow e são semelhantes às descritas na Fácies Cr No caso de uma rampa distally steepened, o fato de a quebra de relêvo ocorrer a muitos quilometros da linha de costa, faz com que os intraclastos que compõem os calcirruditos de zona de quebra da rampa sejam derivados das litologias adjacentes, sem 135 mistura com materiais gerados em ambientes costeiros (Read 1982); isso explicaria a presença de calcirruditos compostos por intraclastos derivados de fácies distais, como calcissiltitos e calcário microbiano críptico, os quais foram erodidos e originaram clastos que foram redepositados nas proximidades das áreas-fonte, com pequeno transporte lateral. O fato de os calcirruditos e calcissiltitos constituirem pares, sempre em contato nítido, não gradacional, indica que os níveis brechóides estiveram expostos, por algum tempo, no assoalho oceânico, antes da deposição dos calcissiltitos, o que é sugestivo de ambiente com baixa taxa de sedimentação. A colonização dos calcirruditos e calcissiltitos por tapetes microbianos, indica presença de águas claras, com luminosidade suficiente para permitir o desenvolvimento de bioconstruções, e reforça a evidência de ambiente com baixa taxa de sedimentação. Os níveis microbianos se desenvolveriam em épocas de calmaria, quando a baixa taxa de sedimentação e a ausência de movimentação dos sedimentos de fundo, permitiriam a colonização do leito oceânico por microorganismos, com rápida litificação. Lateralmente aos depósitos distais, situa-se o Conjunto de Fácies C1, constituído por tempestitos proximais. A Fácies Crg, composta por níveis rudáceos com granodecrescência ascendente, apresenta características de tempestitos proximais tais como variação lateral de espessura, gradação normal e laminações cruzadas. A maior heterogeneidade dos intraclastos, em termos texturais e a ocorrência de clastos policíclicos, embora raros, são também indicativos de ambientes proximais. Os níveis com gradação normal, constituem depósitos gerados por eventos de alta energia, no caso, tempestades; a gradação ocorre devido à suspensão diferencial de seus componentes nos fluxos, os quais, nas fases de abrandamento, com perda gradual de intensidade, depositam sedimentos cada vez mais finos. As sucessões com granodecrescência ascendente, compostas por leitos distintamente segregados em função de sua granulometria e com limites abruptos, são descritas por Kreiza & Bambach (1982), e também consideradas como produto de eventos de tempestades. Nessa fácies observa-se que os depósitos de tempestade exibem variações, talvez em função da paleogeografia local, pois nos perfis 2 e 5, a presença de níveis mais espessos e com clastos maiores, amalgamados, em direção ao topo da fácies, poderia sugerir uma situação semelhante aos offbank spillover lobes (Aigner 1985), onde depósitos proximais de tempestades fazem contato, em direção ao topo, com corpos arenosos de águas rasas (Fácies CaDa), e para a base, com sedimentos de águas profundas (Fácies 136 Cr e Cs). Na Mina da Bocaina, a Fácies Crg possivelmente teria sido depositada em águas mais profundas, pois grada para a Fácies CaCrD, com características de tempestitos proximais clássicos. A Fácies Crf ocorre de modo localizado no Perfil 3 e grada no topo para corpos arenosos de águas mais rasas, sem que se observe aí os clássicos níveis proximais de tempestades. Os depósitos encontrados nessa fácies têm como característica principal a presença de níveis brechóides que flutuam em matriz arenosa ou lamosa. Eventualmente, ocorrem associados a níveis conglomeráticos de base erosiva e com granodecrescência ascendente. Essas características são semelhantes às descritas por Fairchild (1988), para o Type C beds, onde faz referência a leitos de textura diamictítica, com clastos boiando em matriz lamosa. O autor considera que esses leitos representam áreas localizadas, onde ocorre intenso retrabalhamento dos sedimentos, com transportes rápidos e de curta duração, sob a forma de fluxos gravitacionais com alta densidade de sedimentos, e os associa à ação de tempestades. Segundo Einsele (1991), em alguns casos, fluxos de gravidade carregados de sedimentos podem ocorrer em áreas com mergulho tão suave quanto 0,10 a 10, o que torna possível sua ocorrência em condições de baixa declividade, como em uma rampa. Como os conglomerados e níveis brechóides da Fácies Crf também ocorrem associados a tempestitos e apresentam algumas características de fluxos de sedimentos por gravidade, como serem sustentados por matriz de granulação fina a média e terem os clastos, de dimensões variáveis, "flutuando" nessa matriz, foram considerados como tendo sido gerados por fluxos gravitacionais relacionados a processos de tempestades. A Fácies CaCrD, a mais proximal do Conjunto de Fácies C1, foi depositada abaixo do nível de ação de ondas normais. A presença de níveis intensamente amalgamados, compondo ciclos com granodecrescência ascendente, é indicativa de leitos proximais de tempestade, e embora não se tenha definido estratificação cruzada hummocky (HCS), os demais indicadores utilizados para proximalidade em tempestitos (Aigner 1982 e 1985, Einsele & Seilacher 1982, Seilacher & Aigner 1991, entre outros), também convergem para uma posição proximal. Os diversos níveis apresentam base erosiva, são predominantemente arenosos e internamente apresentam a seqüência clássica, embora raramente completa, de estruturas sedimentares presentes em tempestitos proximais: laminações plano-paralelas, laminações cruzadas por ondas, marcas onduladas, eventualmente contendo laminações plano-paralelas no topo, quando ocorre material fino fechando o ciclo. Essa sucessão resulta, segundo Aigner (1985), da ação de fluxos 137 combinados em fase de perda de energia (waning combined flow), onde o componente de corrente perde energia mais rapidamente que a componente de onda. A presença de intraclastos carbonáticos texturalmente heterogêneos, com clastos policíclicos, também é indicativa de depósitos proximais de tempestades, bem como a maior freqüência de laminação cruzada por onda e marcas onduladas. A presença, em blocos rolados, de espessos níveis brechóides, em contato nítido por calcarenitos com estratificação cruzada acanalada de médio porte, sugere a existência local de canais, embora não se tenha observado indicação de fluxos unidirecionais em afloramentos. Em ambiente de rampa interna, situado acima do nível de ação de ondas normais, depositaram-se as fácies CaDz e CaDa (Conjunto de Fácies D1), as quais constituem corpos carbonáticos arenosos dispostos paralelamente à linha de costa (nearshore sand belt), e constituem um modelo de barreira regressiva. No Perfil 4, na mina em atividade da COMIG, os corpos arenosos da Fácies CaDa, constituíam barreira efetiva, talvez emergentes, do tipo ilha-barreira (beach barrier). As estratificações cruzadas por ondas, com truncamentos suaves e de grande amplitude, clássicas de antepraia (shoreface), são cortadas próximo ao topo, por cruzadas acanaladas de pequeno porte. Essas características indicam variação de ambiente de águas mais profundas, de antepraia, para águas mais rasas, na zona intermarés. O conglomerado com gradação normal poderia representar o registro proximal de um depósito de tempestade. No Perfil 1, na Mina da Bocaina, o corpo arenoso, representado pela Fácies CaDz, constituia um banco submerso; a presença de estratificações cruzadas por onda e cruzadas planares em sets tabulares decimétricos sugere deposição como sand waves marinhas ou uma série de megaripples formando corpos arenosos. No Perfil 3, como a seção acessível é pequena, não é possível fazer inferências quanto à posição da barreira arenosa em relação ao nível do mar. A parte observável, no entanto, apresenta em sua porção basal, características semelhantes às que ocorrem no Perfil 1, com estratificações cruzadas planares. A presença de barreiras arenosas situadas a diferentes profundidades, levou à individualização de ambientes de sedimentação lateralmente diferenciados em relação à linha de costa. No Perfil 4, os estromatólitos basais da Fácies DEcp desenvolveram-se em uma laguna rasa, em ambiente de inframaré de baixa energia, como atestam a presença de lama carbonática, a pouca laminação fenestral observada nos estromatólitos e a ausência 138 de feições de ressecação. Os estromatólitos de topo apresentam características de intermaré, com níveis fraturados, possivelmente por ressecação, e laminação fenestral. Na Mina da Bocaina (Perfil 1), os calcarenitos dolomíticos, por constituirem um corpo submerso, permitiram o desenvolvimento de fácies de ambiente perilitorâneo de alta energia (Conjunto de Fácies F1), com estromatólitos métricos associados a dolarenito ooidal. O bioherma estromatolítico com formas dômicas de pequeno porte(Fácies Ded) desenvolveu-se em área protegida da ação de ondas, atrás da barreira arenosa (Fácies CaDz), em ambiente de inframaré. A existência, na base do bioherma, de delgados níveis micríticos ondulados, e de intraclastos micríticos, derivados de tapetes microbianos semelhantes a algal chips, paralelamente acamadados, indicam que o ambiente não era sujeito à ação de ondas fortes. Essa proteção gerou um ambiente de águas calmas, o que permitiu a colonização do substrato por microorganismos. Em ambiente de águas rasas e agitadas, desenvolveram-se os estromatólitos dômicos de grande porte, associados a dolarenitos ooidais ( Fácies DEdc ). Segundo Hoffman (1976), o relevo das estruturas estromatolíticas é proporcional à intensidade da ação das ondas. Estromatólitos de grandes dimensões e relevo alto se desenvolvem atualmente em ambientes de alta energia, expostos à ação de ondas, em área de inframaré a intermaré baixa. A ação de ondas evita a acumulação dos sedimentos entre as colunas permitindo que tenham relevo. Colunas alongadas e coalescentes, indicam áreas mais internas, mais próximas à costa, sob ação de ondas mais fracas. Assim, os estromatólitos dômicos de grande porte, teriam se desenvolvido em ambiente de inframaré, possivelmente em águas rasas e agitadas como indica a presença de ooides, e sujeitos à ação de fluxos gerados por tempestades, com intraclastos aprisionados nas laminações estromatolíticas. Os estromatólitos alongados, coalescentes, se situariam mais próximos à costa, em áreas de inframaré a intermaré baixa e sofreriam a ação de ondas mais fracas. A presença de estromatólitos associados a dolarenitos ooidais, característicos de ambiente de águas rasas e agitadas, exclui a presença de ambiente lagunar em direção à linha de costa e confirma que a barreira formada pelos calcarenitos dolomíticos, na Mina da Bocaina, não era emergente, e não afetava de modo significativo o regime local de alta energia. Se os calcarenitos da Fácies CaDz formassem uma barreira emergente, efetiva, não existiriam condições de águas rasas e agitadas, necessárias para o desenvolvimento de grãos ooidais. Lateralmente aos estromatólitos que ocorrem associados dolarenitos ooidais, desenvolveu-se a Fácies DEb, composta predominantemente por estromatólitos 139 estratiformes possivelmente em área de intermaré média a alta. Estromatólitos estratiformes no geral desenvolvem-se em áreas onde a ação de ondas e os efeitos das marés são fracos, permitindo a colonização de areias soltas por esteiras microbianas (Hoffman 1976). Com relação ao clima, a presença subordinada de cristais de evaporitos sugere que o clima era preferencialmente semi-árido. O dolomito com laminações irregulares (Fácies Dl) ocorre imediatamente acima da zona que contém as brechas de dissolução ou de colapso na Fácies DEb . Não apresenta características marcantes de ação de ondas e está fortemente dolomitizado, com obliteração da textura original da rocha. Talvez possa representar um nível de calcrete laminado, resultante de processos pedogenéticos relacionados ao evento de exposição subaérea que afetou a plataforma carbonática. O evento de exposição subaérea afetou as fácies de topo do Intervalo 1 e produziu, além do possível nível de calcrete laminado, a dissolução de grãos, a abertura de cavidades, e a formação de brechas de colapso. 7.2 - INTERVALO 2 É predominantemente estromatolítico, sendo composto em sua maioria por dolomitos estromatolíticos que constituem biostromas e apresentam intercalações granulares, não estromatolíticas (Figura 13). Constitui o registro de um ciclo regressivo, composto por várias sucessões menores, também regressivas, em ampla plataforma carbonática de baixa declividade. Registra a acreção vertical e lateral de uma planície de maré que se estabeleceu após transgressão marinha de pequena amplitude, que se seguiu ao evento de exposição subaérea. Os biostromas constituem sucessões regressivas métricas, onde se observam pequenas flutuações do nível do mar, com desenvolvimento de pequenos ciclos de sedimentação, que apresentam águas mais profundas na base e mais rasas no topo. A transgressão inicial que propiciou a instalação do Intervalo 2, levou ao estabelecimento de ambiente de águas não muito profundas, claras e agitadas, com desenvolvimento de planícies de maré em direção à linha de costa. O clima seria semi-árido, como demonstra a presença de evaporitos. Em ambiente de inframaré, com águas claras e agitadas, sem aporte de lama, mas com aportes esporádicos de grãos, possivelmente associados a tempestades ou marés de maior energia, teriam se desenvolvido os estromatólitos em "maciços arborescentes", os 140 quais talvez constituíssem construções recifais, o que resultou em ambiente mais protegido, onde se desenvolveram os estromatólitos estratiformes a pseudocolunares que os recobrem (cota 766 metros), em águas mais rasas e sujeitas a concentração de sais, como evidenciado pela presença de anidrita. O dolarenito constituído por microfitólitos, com estratificações cruzadas por ondas, formou- se em ambiente de águas rasas e algo agitadas, em condições de energia intermediária: nem tão alta que propiciasse o desenvolvimento de oólitos, nem tão baixa, que permitisse a colonização dos sedimentos por esteiras microbianas, como sugerem Swett & Knoll (1985). Lateralmente, em ambiente de intermaré, atingindo intermaré alta, teriam se desenvolvido os estromatólitos estratiformes que apresentam laminação fenestral e gretas de ressecação. O nível de calcirrudito provavelmente representa o registro de ligeira flutuação do nível do mar, pois os estromatólitos situados acima (cota 767,5), apresentam características ainda de intermaré, mas algo diferentes das que se observa nos estromatólitos situados abaixo dessa cota. Desaparecem as evidências de ressecação nos estromatólitos, e observa-se a presença de feições geopetais, diagênese vadosa, o que associado à ausência de dissecação, é sugestivo de ambiente intermaré, de baixa energia. Os estromatólitos estratiformes constituiriam esteiras microbianas, desenvolvidas em uma planície de maré calma. Na cota 770 metros, os estromatólitos possuem características sugestivas de ambiente de intermaré, talvez intermaré alta, de maior energia que os níveis anteriores. Exibem laminação fenestral e níveis compostos por bioclastos estromatolíticos imbricados, de texturas diversas, estabilizados por tapetes microbianos. Representam a parte superior de uma sucessão regressiva. Os estromatólitos observados na cota 770,5 metros desenvolveram-se em ambiente de águas calmas, em ambiente de inframaré a intermaré. Não apresentam feições de ressecação, nem laminação fenestral, e exibem aportes freqüentes de grãos e lama, que são estabilizados por níveis microbianos. Caracterizam a parte basal de um novo ciclo. O espesso pacote de packstone (cota 771 metros) com estratificação cruzada por ondas foi depositado em ambiente de inframaré. O delgado nível de packstone mal selecionado, possivelmente representa um depósito de tempestade. Para o topo do intervalo, embora as unidades não sejam observáveis a curta distância, a permanência do estilo de sedimentação, com estromatólitos predominantemente estratiformes, é indicativa de planícies de maré. 141 No Perfil 4, os dolomitos laminados desenvolveram-se em inframaré, em ambiente de águas calmas, onde níveis arenosos, possivelmente relacionados a fluxos gerados por tempestades, foram estabilizados por tapetes microbianos. Como a influência do meio ambiente era preponderante, as esteiras microbianas atuaram mais como estabilizadoras dos sedimentos do que como construtoras, pois não se observa aí a presença de estromatólitos. Os dolomitos laminados são correlacionáveis aos biostromas basais que ocorrem no Perfil 1. No Intervalo 2, embora tenham sido descritas várias sucessões menores, indicativas de oscilações do nível do mar, não se conseguiu reproduzir o padrão característico de uma sucessão regressiva assimétrica do tipo inframaré, intermaré e supramaré (Pratt et al. 1992). As sucessões apresentam sempre tendência regressiva, mas em alguns casos, como se observa nos estromatólitos que ocorrem acima do nível de dolorrudito (cota 767,5 metros), percebe-se que houve mudança no meio ambiente, com ligeira flutuação do nível do mar, mas o ambiente continua a ser intermaré, sem que se tenha observado a fase de inframaré. Também nas sucessões onde foi possível investigar com maior detalhe, não se observou a presença de sedimentos característicos de supramaré, apenas de intermaré alta. 7.3 - INTERVALO 3 Foi considerado como tendo sido depositado em uma plataforma carbonática progradante, possivelmente do tipo rimmed shelf (Figura 14). Constitui um ciclo regressivo e apresenta semelhanças com ciclos Oolite Grainstones e Lime mud- Sabkha (Wilson 1975), característicos de períodos de sedimentação puramente carbonática em plataformas cratônicas rasas e amplas. Ciclos Oolite Grainstone apresentam no topo, ou próximo ao topo, uma fácies principal composta por um grainstone freqüentemente oolítico, que pode passar para fácies lagunares, eventualmente com gradação lateral, em direção à linha de costa, para ciclos de tipo Lime mud- Sabkha. Ciclos deste último tipo são característicos de ambientes de baixa energia, têm no topo carbonatos finamente laminados de planície de maré ou sabkhas evaporíticas e não apresentam evidências de exposição aérea prolongada, sendo recobertos por leitos marinho- franco, que constituem a base do intervalo subsequente. No Intervalo 3 foram identificados 3 conjuntos de fácies, que indicam ambientes deposicionais de: Plataforma Externa – Conjunto de Fácies G3 (Fácies Cait e CE ); de 142 143 Middle Shelf - Conjunto de Fácies H3 (Fácies Can, Caoo, CE e CaCl); o Conjunto de Fácies F3 (Fácies Cll, Csl e MRG), representa depósitos de plataforma interna. No Conjunto de Fácies G3, a Fácies Cait constitui a parte basal, transgressiva, do ciclo Oolite Grainstone. Representa a fase de inundação extensiva da plataforma carbonática. A redução gradual da espessura das camadas basais em direção ao topo e o limite entre ciclos por superfícies de erosão, no caso provocadas por ondas, seriam características da fase transgressiva dos ciclos e ocorreriam abaixo do limite da ação de ondas normais (Wilson 1975.). O fato de os biohermas estromatolíticos terem se desenvolvido sobre sedimentos arenosos, sugere águas não muito agitadas, sem revolvimento constante da areia, possivelmente abaixo do nível de ação de ondas normais e/ou a presença de crosta estável, litificada, do tipo hardground, que talvez pudesse estar representada pela delgada superfície de topo da Fácies Cait. Ambas as situações permitiriam a colonização da superfície por estromatólitos, com desenvolvimento de biohermas. Os biohermas estromatolíticos dispersos próximo à borda da plataforma constituiam pequenas construções recifais semelhantes a patch reefs e desenvolveram-se em ambiente de inframaré, como se deduz pela ausência de feições de ressecação nos estromatólitos. Eventualmente, eram afetados por fluxos gerados por tempestades, que aportavam material granular, parte do qual ficou aprisionada nas laminações estromatolíticas; também quebravam os estromatólitos, gerando brechas constituídas por seus bioclastos, que podem ter sido depositadas in situ. Em ambientes ainda de inframaré, de águas calmas, teriam se depositado os calcarenitos neomorfizados da Fácies Can. Os grainstones oolíticos da Fácies Caoo, constituem um corpo arenoso, desenvolvido em ambiente marinho de águas rasas e agitadas, e corresponderiam ao corpo principal nos ciclos Oolite Grainstone A ocorrência de delgadas intercalações lamosas associadas ao fato de os grainstones oolíticos passarem a packstones parcialmente oolíticos indicam perda de energia no ambiente (Fácies CaCl) e gradação para uma laguna de plataforma, devido à barreira formada pelo corpo oolítico. O calcirrudito, com granodecrescência ascendente, marcas onduladas e laminação ondulada a plano-paralela no topo, representa um depósito de tempestade em águas rasas, e serviu de substrato para o desenvolvimento dos biohermas estromatolíticos. Os estromatólitos que se estabeleceram sobre o calcirrudito não apresentam intercalações de lama carbonática, o que indica que o ambiente ainda apresentava certa agitação. 144 A distribuição e dimensões dos biohermas estromatolíticos da Fácies CE, ilustram de modo exemplar a mudança de ambiente, de águas agitadas de plataforma externa, para águas calmas de laguna de plataforma. Os biohermas basais são maiores e apresentam morfologias predominantemente pseudocolunares, com alguns elementos colunares esparsos; não apresentam lama, mas sim de grãos e possuíam relevo, o que indica condições de águas claras e agitadas. Após o corpo oolítico, em direção à linha de costa, com a perda gradual de energia, começam a ocorrer intercalações lamosas; os estromatólitos passam a ser predominantemente estratiformes, de laminações planas e relevo dado pela superfície do bioherma, o que indica ambiente desfavorável ao seu desenvolvimento, devido ao aporte de material fino. Quando começam a predominar os sedimentos finos de planície de maré restrita, os estromatólitos desaparecem. Em uma planície de maré restrita, foram depositados os calcilutitos laminados (Fácies Cll) e parte dos calcissiltitos laminados (Fácies Csl); em ambiente de intermaré, talvez atingindo intermaré alta, foram depositadas as margas e os calcissiltitos laminados com intercalações de calcilutito argiloso, que para o topo apresentam gretas de contração. Aportes periódicos de grãos, por tempestades ou marés muito fortes, geraram os delgados níveis de calcarenitos, inclusive o calcarenito oolítico. Como semelhanças entre as fácies de planície de maré restrita e os ciclos do tipo lime mud-sabka, tem-se o fato de que as fácies Cll,Csl e MRG são predominantemente compostas por sedimento micrítico, de cor escura, com delgadas intercalações peloidais, e de para o topo apresentarem sedimentos finamente laminados de planície de maré com cristais esparsos de evaporitos, o que indica condições de evaporação, com concentração de sais. Também como ocorre em ciclos lime mud-sabkha, os sedimentos de ambiente restrito não apresentam evidências de erosão ou exposição subaérea prolongada, apenas leitos gretados e apresentam contato superior com leitos marinho-franco, na base do intervalo subseqüente, o que se observa no caso (Fácies Cait do Intervalo 4). 7.4 - INTERVALO 4 Os carbonatos que constituem o Intervalo 4 apresentam características que permitem considera-los como tendo sido depositados em uma plataforma carbonática progradante, ampla e rasa, possivelmente do tipo rimmed shelf (Figura 17). Apresenta grandes semelhanças com o intervalo anterior e também constitui um ciclo regressivo do tipo Oolite Grainstone (Wilson 1975), caracterizado pela presença de 145 146 espesso pacote de calcarenito oolítico. Esse tipo de ciclo tende a se multiplicar em áreas tectonicamente estáveis, o que ocorre na área. A presença de camadas fraturadas, com ondulações amplas e variações bruscas de mergulho representa um evento tectônico pós deposicional, e afeta os carbonatos apenas localmente. Neste intervalo foram identificados os seguintes conjuntos faciológicos: Conjunto de Fácies G4, composto pelas fácies Cait e CE, de plataforma externa; as Fácies Can e Caoo, compõe o Conjunto de Fácies H4, depositado em middle shelf No Conjunto Faciológico G4, o grainstone intraclástico (Fácies Cait), representaria a fase de inundação extensiva da plataforma, tendo sido depositado em ambiente situado abaixo do nível de ação de ondas normais. O desenvolvimento de biohermas estromatolíticos sobre sedimentos arenosos ou talvez hardgrounds, sugere águas não muito agitadas e/ou baixa taxa de sedimentação, pois a fixação e desenvolvimento dos estromatólitos não seria possível se o substrato tivesse alta mobilidade. Os biohermas estromatolíticos (Fácies CE) constituíam barreiras recifais semelhantes a patch reefs e desenvolveram-se próximo à borda da plataforma carbonática, em inframaré. Como não se observa lama carbonática nas laminações estromatolíticas e existe material arenoso entra as colunas, o ambiente deveria apresentar águas algo agitadas O Conjunto de Fácies H4, composto pelas fácies Can e Caoo, foi depositado em ambiente de middle shelf. A Fácies Can representaria ambiente situado possivelmente abaixo do nível de ação de ondas normais, o que teria permitido a deposição de calcilutitos. O pacote de calcarenito oolítico (Fácies Caoo), representa um importante corpo arenoso (shoal), desenvolvido em águas rasas e agitadas, com oólitos bem formados e com envelopes concêntricos bem desenvolvidos. São característicos de ciclos Oolite Grainstone e possivelmente isolaram uma laguna de plataforma, não restrita, como se observa pela presença de agregados do tipo grapestones em calcarenito oolítico, no topo da fácies. O Intervalo 4, embora extremamente semelhante ao intervalo precedente, representa uma transgressão que instalou um regime de águas mais profundas que no Intervalo 3, pois apresenta biohermas estromatolíticos possantes, maiores que os encontrados no intervalo anterior, bem como um corpo arenoso, oolítico, é muito mais espesso. 147 7.5 - DISCUSSÃO DOS MODELOS DE PLATAFORMA ADOTADOS O modelo de evolução da plataforma carbonática adotado para as rochas do Grupo Bambuí na região de Arcos, foi o de uma rampa carbonática, que evoluiu para plataforma do tipo rimmed shelf. Segundo Read (1982) esses tipos de plataforma carbonática são característicos de margens continentais passivas (extensionais) e podem ser definidos pela geometria de seus componentes e perfil de transição da plataforma para a área bacinal. O Intervalo 1 foi considerado como tendo se desenvolvido em uma plataforma carbonática em rampa, talvez do tipo distally steepened. Rampas, segundo Read (op. cit.), apresentam mergulho muito baixo, menos de 10 por quilometro, apresentam fácies de águas agitadas próximo à linha de costa que passam, sem variação expressiva de mergulho, para fácies de águas profundas, de baixa energia. Assim, observa-se que depósitos cíclicos, perilitorâneos, lagunares ou de planícies de maré, gradam a complexos de baixios arenosos (shoals) de alta energia, eventualmente com desenvolvimento de ilhas-barreiras em rampa interna, e passam para carbonatos argilosos, depositados em ambientes distais. A variação de fácies descrita para uma plataforma carbonática do tipo rampa, se enquadra perfeitamente no que foi observado no intervalo basal, que pode assim ser caracterizado. Rampas podem ainda ser homoclinais, isto é, não possuem quebra de relevo ou distally steepened, que apresentam quebra de relevo em regiões distais, situadas a muitos quilômetros da linha de costa. Em rampas homoclinais, depósitos de sedimentos por fluxos de gravidade são raros ou mesmo ausentes; em rampas do tipo distally steepened, devido à quebra de relevo, depósitos por fluxos de gravidade são abundantes, com brechas de “talude”, escorregamentos e turbiditos, os quais são sempre compostos por clastos autóctones, sem contaminação por clastos de ambientes costeiros. A preferência pelo modelo de rampa com quebra de relevo em porções distais (distally steepened) é decorrente da presença, na área pesquisada, de freqüentes níveis de calcirruditos maciços, compostos por intraclastos autóctones (Fácies Cr), sem evidências de fácies de águas rasas, irregularmente distribuidos em meio a calcissiltitos de ambiente distal, o que sugere tratar-se de depósitos gerados por fluxos gravitacionais, possivelmente do tipo debris flow, relacionados a eventos de tempestades, em regiões de quebra da rampa. O Intervalo 2 possivelmente representa ainda uma plataforma carbonática em rampa, quando ligeira subida do nível do mar instalou um regime de águas rasas, após evento de exposição subaérea que afetou as fácies perilitorâneas do Intervalo 1. 148 Os intervalo 3 e 4 foram caracterizados como plataformas carbonáticas do tipo rimmed shelf, isto é, que apresentam quebra de relevo em regiões proximais. As principais feições de plataformas com quebra de relêvo em regiões proximais são, segundo Read (1982): a presença, em ambiente perilitorâneo, de carbonatos gerados, no geral em planícies de marés, onde compõem pequenas sucessões regressivas e a presença em ambiente de plataforma externa e de middle shelf, de areias oolíticas com estratificação cruzadas, patch reefs, e de bancos lamosos relacionados a lagunas de plataforma. A presença nos intervalos 3 e 4 das características clássicas de plataformas do tipo rimmed shelf, permite considerá-los como tendo se desenvolvido em plataformas desse tipo. O fato de apresentarem características de ciclos Oolite Grainstone e Lime mud-sabkha, como descrito nos ítens 7.3 e 7.4, também reforçam essa assertiva, A evolução de uma plataforma carbonática no geral também é compatível com o que se observa na área; rampas no geral são precursoras de rimmed shelves, pois se desenvolvem inicialmente em uma superfície de baixa declividade, onde a grande produção de carbonato na área de alta energia cria um contraste com a região distal, onde a produção de carbonato é muito mais baixa, o que gera um primeiro desnível, uma quebra na rampa, que pode evoluir então para uma plataforma rimmed. Grotzinger (1989) considera que as plataformas carbonáticas proterozóicas, por se desenvolverem em ambientes cratônicos estáveis e amplos, estiveram sujeitas ao mesmo tipo de controle tectônico que regulou a periodicidade e crescimento das plataformas fanerozóicas. 149 8 - CONCLUSÕES FINAIS 1 - Com base nos conjuntos faciológicos descritos e na sua sucessão vertical, concluiu-se que as rochas do Grupo Bambuí na área estudada registram um grande ciclo regressivo, composto por quatro ciclos regressivos menores, denominados Intervalos, que se estabeleceram após rápidas transgressões marinhas. 2 - O Intervalo 1, basal, apresenta na base condições de águas profundas, de ambiente distal, mas com luminosidade suficiente para permitir a fotossíntese, e termina com uma superfície de exposição subaérea, onde se observam zonas de dissolução e talvez um nível de calcrete laminado. Foi considerado como representando um modelo de Plataforma Carbonática do tipo unrimmed shelf, composta em sua parte distal por uma rampa, talvez do tipo distally steepened, que grada através de uma barreira arenosa regressiva a ambientes perilitorâneos de diferentes níveis de energia, a depender da profundidade em que se encontravam os corpos arenosos. Onde as barreiras eram emergentes, isolaram uma laguna de circulação restrita, onde se desenvolveram estromatólitos de pequeno porte, colunares a pseudocolunares, que grada a uma planície de maré de baixa energia; onde as barreiras se situavam a maior profundidade, formaram-se corpos arenosos ooidais, de ambiente de alta energia, associados a estromatólitos dômicos e colunares de grande porte, que gradam a biostromas estromatolíticos, desenvolvidos em ambiente de intermaré. As unidades estromatolíticas que se desenvolveram em ambiente perilitorâneo estão dolomitizadas e mostram evidências de exposição subaérea, com dissolução de grãos, abertura de cavidades e formação de brechas de colapso que apresentam clastos com franja isópaca de dolomita e estão cimentados por calcita espática. 3 - O Intervalo 2 representa a inundação de uma ampla área afetada por processos subaéreos, e a instalação de uma plataforma carbonática progradante, de águas rasas, com planícies de maré em direção à linha de costa. Observa-se nesse intervalo, a existência de várias sucessões regressivas menores, indicativas de oscilações do nível do mar e características de planícies de marés. Em um regime de águas quentes, com concentração de sais, possivelmente em clima semi-árido, proliferaram estromatólitos estratiformes, com formas dômicas e colunares subordinadas e pouco desenvolvidas. Constituia um ambiente altamente propício ao desenvolvimento de vida, pois é basicamente estromatolítico, e não apresenta aportes 150 importantes de material externo, uma vez que o principal material granular é constituído por microfitólitos, que possuem uma participação orgânica importante na sua formação. 4 - O Intervalo 3 inicia-se com uma transgressão marinha que instalou um regime de águas mais profundas, em uma plataforma carbonática possivelmente do tipo rimmed shelf. Biohermas estromatolíticos desenvolveram-se próximo à borda da plataforma, e atrás de barras arenosas oolíticas, em ambiente lagunar. Gradativamente o ambiente se torna cada vez mais restrito, passando a uma planície de maré lamosa, de baixa energia. As intercalações arenosas que ocorrem nos sedimentos de planície de maré constituem depósitos proximais de tempestades; os calcilutitos de topo, com intercalações de material argiloso de cor creme atestam contaminação por terrígenos, em ambiente sujeito a ressecações, com gretas de contração. As fácies basais do Intervalo 3 constituem um ciclo regressivo do tipo Oolite Grainstone (Wilson 1976), que gradam, em direção à linha de costa, a ambientes restritos que guardam semelhanças com ciclos do tipo Lime Mud-Sabkha. 5 - O Intervalo 4 também constitui um ciclo Oolite Grainstone, extremamente semelhante ao Intervalo 3. Representa uma transgressão com águas mais profundas que o ciclo anterior, como se observa pelas dimensões dos biohermas estromatolíticos que são muito maiores que as do Intervalo 3, bem como a espessura do corpo oolítico é significativamente maior. Segundo Wilson (1976), esses ciclos são característicos de plataformas cratônicas rasas e amplas e tendem a se repetir em áreas tectonicamente estáveis, compondo uma seqüência estratigráfica maior, de caráter regressivo, o que se confirma na área pesquisada para os intervalos 3 e 4. 6 - A evolução da plataforma carbonática observada na região de Arcos, considerada como constituindo uma rampa no Intervalo 1 e plataformas do tipo rimmed shelf nos intervalos 3 e 4, é bastante comum em rochas carbonáticas proterozóicas. Como ocorre em plataformas carbonáticas fanerozóicas, rampas proterozóicas são importantes precursoras no desenvolvimento de plataformas do tipo rimmed shelf, e apresentam zoneamento bem definido de fácies, que gradam de rampa externa a fácies de rampa interna, atingindo depósitos de intermarés, o que é facilmente identificável no Intervalo 1. Rimmed shelves proterozóicas apresentam desenvolvimento de recifes estromatolíticos que formam uma barreira linear na borda da plataforma e podem apresentar barreiras oolíticas, que eventualmente levam ao desenvolvimento de uma laguna restrita de 151 plataforma; essas características são observadas nos intervalos 3 e 4, o que confirma a interpretação adotada. 7 - Quanto ao aspecto climático, todo o megaciclo desenvolveu-se em ambiente quente e possivelmente semi-árido como atesta a presença de cristais de evaporitos encontrados em todos os intervalos. 8 - As feições diagenéticas mais importantes observadas nos carbonatos da região de Arcos foram: compactação, cimentação, substituição - dolomitização e neomorfismo. A compactação, especialmente a compactação química, afeta especialmente os carbonatos basais, mais lamosos, que ocorrem no Intervalo 1; observa-se estilólitos, dissolution seams e no calcário microbiano críptico, bandeamento diagenético, não deposicional. Cimentação precoce, sinsedimentar, com desenvolvimento de franja isópaca, é observada praticamente em todos os corpos arenosos, e em todos os intervalos; calcita espática ocorre ainda compondo mosaico, também em cavidades. A dolomitização pode ser de dois tipos. 1- Precoce, sinsedimentar, com cristais de dolomita finamente a criptocristalina compondo um mosaico xenotópico, e preserva a textura original do carbonato; está relacionada à concentração de sais em águas rasas e poderia ser considerada uma dolomitização do tipo evaporativo. 2- Tardia, com cristais de dolomita de cristalinidade média a grossa, que oblitera a textura deposicional dos carbonatos. Eventualmente preserva a forma, mas não a estrutura dos aloquímicos e está representada na área pelo nível regional de dolomito calcítico. Esse tipo de dolomitização pós litificação da rocha, permite a formação de níveis regionais de dolomitos estratiformes, está relacionada à flutuação da interfácies existente entre águas doce e salgada e poderia caracterizar dolomitização por processo do tipo Dorag ou Mixed Water. No caso, a flutuação da cunha de água doce-salgada, estaria relacionada à transgressão que permitiu a instalação do Intervalo 2, após evento de exposição subaérea. Processos neomórficos afetam a quase totalidade dos carbonatos estudados e freqüentemente destroem ou mascaram características primárias das rochas. 9 - A idade do Grupo Bambuí ainda é discutível, os dados são preliminares, mas continua sendo objeto de discussões e controvérsias, sem que tenha até o momento, resultados conclusivos a respeito. Seguramente sua deposição deu-se no Proterozóico, podendo talvez ter atingido o limite Precambriano/Cambriano. De modo geral, os dados disponíveis sugerem 680 Ma como a idade mínima para a deposição do grupo. 152 Considerações sobre a idade do grupo com base em estromatólitos, Gymnosolenidae, que ocorrem fora da área estudada, pois não se encontrou formas estromatolítica com valor bioestratigráfico, coloca-o no Rifeano Superior (Marchese 1974). Microfósseis plantônicos, Acritarchae, identificados por análise palinológica - gêneros Kildinosphaera, Trachysphaeridium, Stictosphaeridium e Protosphaeridium, apresentam ampla distribuição geográfica, pequena ocorrência estratigráfica no Proterozóico Superior e sugerem idade Rifeano Superior/ Vendiano (Cruz & Lopes 1992). Uma forma com ornamentos encontrada em calcissiltitos (Fácies Cs) e que não foi identificada taxonomicamente, é de ocorrência mais comum no Cambriano, e poderia sugerir para o grupo uma idade mais próxima do limite Precambriano-Cambriano; a presença de formas que lembram vagamente Renalcis poderia corroborar uma idade mais próxima ao Cambriano, pois são características desse período, mas a identificação não é segura. Dados obtidos por Babinsky (1993) indicam, embora também de modo não conclusivo, uma idade isocrônica Pb/Pb de 686±69 Ma, considerada uma idade mínima de deposição para a Formação Sete Lagoas, o que situaria o Grupo Bambuí no mínimo no Rifeano Superior e corroboraria os dados de Bonhomme (1967) e parcialmente os de Kawashita et al. (1987). Babinsky (op. cit.) obteve também idade isocrônica Pb/Pb da ordem de 520 Ma em carbonatos da Formação Sete Lagoas a qual corresponderia a uma época de homogeneização isotópica, provavelmente relacionada aos estágios finais do Ciclo Brasiliano. 10 - O espesso pacote de rochas carbonáticas que representam depósitos de tempestades, ocorre apenas no Intervalo 1 e poderia eventualmente ser utilizado como guia estratigráfico regional, o que possibilitaria correlacionar unidades sem continuidade física. As fácies de topo do Intervalo 1, onde se observa feições marcantes de dissolução, com brechas de colapso, abertura de cavidades e outras feições indicativas de exposição subaérea também pode servir como guia estratigráfico regional, em associação com o nível de dolomito calcítico, desde que se leve em conta que essa superfície só poderá ser reconhecida em ambientes proximais, de águas rasas, não devendo ser encontrada como tal em ambientes mais distais. 11 - Quanto à inserção da área pesquisada na estratigrafia formal do Grupo Bambuí, existem vários aspectos a serem discutidos e o resultado não é conclusivo. Em primeiro lugar, o Grupo Bambuí ocorre em vasta área, é pouco conhecido, apresenta variações regionais importantes e não se tem estudos sobre a evolução da sedimentação na Bacia 153 do São Francisco. À excessão das intercalações pelíticas, representadas pelas formações Serra de Santa Helena e Serra da Saudade, não existem níveis definidos que possam ser utilizados como guias para correlação estratigráfica intrabacinal; mas essas intercalações não estão presentes em toda a bacia e a definição das formações é bastante vaga. As seções-tipo descritas no trabalho de Costa & Branco (1961) e tradicionalmente aceitas (Dardenne 1978) situam-se distantes da área estudada e não apresentam as mesmas características em toda a bacia. Mas, mesmo com as limitações discutidas, pode-se aventar algumas hipóteses, para situar a área pesquisada na estratigrafia adotada para o Grupo Bambuí. Se, por exemplo, considerarmos como obrigatória a presença de um pacote pelítico (Formação Serra de Santa Helena), acima da unidade carbonática basal (Formação Sete Lagoas), os carbonatos da região de Arcos pertenceriam exclusivamente à Formação Sete Lagoas, pois não se observa intercalação de sedimentos detríticos, não carbonáticos, em toda a área. Mas pela descrição da Formação Sete Lagoas (Costa & Branco op. cit. e Dardenne op. cit.), apenas os intervalos 1 e 2 estariam bem caracterizados, e dificilmente os intervalos 3 e 4 poderiam ser incluídos, por serem predominantemente oolíticos, embora não se possa esquecer que diferentes fácies podem ocorrer em um mesmo horizonte, assim como fácies distintas ocorrem em diferentes horizontes. Se por outro lado, considerarmos que o que caracteriza a Formação Lagoa do Jacaré, sobreposta à Formação Santa Helena, é a presença de calcários oolíticos, pouco representados, teoricamente, na Formação Sete Lagoas, então os intervalos 3 e 4 poderiam representar essa formação, embora os calcários encontrados na área pesquisada não sejam pretos, nem fétidos. Nesse último caso, os Intervalos 1 e 2 representariam a Formação Sete Lagoas, e não teria havido a deposição da Formação Santa Helena. Em realidade, para que se possa ter uma definição estratigráfica da Bacia do São Francisco, é preciso antes trabalhar a bacia como um todo, inclusive com definição de horizontes estratigráficos regionais, o que permitiria efetuar correlações interbacinais, e possibilitaria a compreensão da evolução da bacia. A partir daí seria possível inserir as diferentes unidades na estratigrafia formal adotada. 154 9 - REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ADAMS, A. E.; MACKENZIE, W. S.; GUILFORD, C. 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