UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS
Instituto de Geociências
ISABELA JURIGAN
ESTUDO DO TONSTEIN ASSOCIADO À JAZIDA DE CARVÃO DE FIGUEIRA
(ESTADO DO PARANÁ, BRASIL) E CALIBRAÇÃO DE BIOZONAS
CAMPINAS
2018
ISABELA JURIGAN
ESTUDO DO TONSTEIN ASSOCIADO À JAZIDA DE CARVÃO DE FIGUEIRA
(ESTADO DO PARANÁ, BRASIL) E CALIBRAÇÃO DE BIOZONAS
DISSERTAÇÃO APRESENTADA AO INSTITUTO DE
GEOCIÊNCIAS DA UNIVERSIDADE ESTADUAL DE
CAMPINAS
PARA
OBTENÇÃO
DO
TÍTULO
DE
MESTRE EM GEOCIÊNCIAS NA ÁREA DE GEOLOGIA
E RECURSOS NATURAIS
.
ORIENTADORA: PROFA. DRA. FRESIA SOLEDAD RICARDI TORRES BRANCO
CAMPINAS
2018
iii
AGRADECIMENTOS
Agradeço aos meus pais, por terem me apoiado e entendido a minha decisão de
fazer uma pós-graduação.
À Profª. Fresia, por todos os anos de ensinamento, disposição e paciência em me
orientar.
Aos professores Ticiano, Carolina Moretto, Cristiano Lana, além de Bia Spaletta e
Pri Penteado pela ajuda nas análises e tratamento de dados geocronológicos, e ao
Prof. Ricardo Perobelli pela ajuda nas análises de DRX.
Pelo suporte nas análises laboratoriais agradeço à: Dailto Silva, Maria Aparecida,
Lucia e Erica Tonetto.
Agradeço a Carbonífera Cambuí de Figueira pela permissão de visitar seus campos
de lavra, pelo auxílio na retirada de amostras e concessão de informações.
Agradeço também ao geólogo Fábio Branco pela ajuda no trabalho de campo e ao
Cristiano, do Laboratório de Paleohidrogeologia do IG, pela ajuda na separação de
amostras.
Também sou grata a Profª Carolina Zabini e Isabel Cortez pelas dicas e sugestões.
Por fim, agradeço ao Laboratório Nacional de Luz Síncrotron (LNLS) pela concessão
de uso de suas instalações através do projeto aprovado de número 20170642. E à
FAPESP (processo número 2016/20927-0) e CNPq (processo número 132156/20164) pelas bolsas concedidas.
iv
SÚMULA CURRICULAR
Isabela Jurigan possui graduação em Geologia pela Universidade Estadual de
Campinas (2015). Realizou duas pesquisas de iniciação científica durante a
graduação pelo programa PIBIC: “Estudo Paleopalinológico do Grupo Itararé e da
Formação Teresina (Carbonífero – Permiano, Bacia do Paraná - Brasil)” – vigência
2013/2014 e “Estudo Paleopalinológico da Mina 08 da Companhia Carbonífera do
Cambuí, Figueira - PR. (Permiano Inferior, Bacia do Paraná, Brasil)”, vigência
2014/2015. Em 2016, iniciou o Mestrado no Instituto de Geociências da
Universidade Estadual de Campinas na área de Geociências, com ênfase em
Análise de Bacias Sedimentares. Participou do Programa de Estágio Docente (PED)
na disciplina GE-402/Elementos de Paleontologia sobre supervisão da Profª Draª
Fresia Ricardi-Branco.
Apresentações em conferências e resumos publicados em anais de
congressos:
Jurigan, I.; Marchetti, I. & Ricardi-Branco, F. 2017. Posicionamento bioestratigráfico
dos carvões da Formação Rio Bonito (Permiano Inferior, Bacia do Paraná), FigueiraParaná. XXV Congresso Brasileiro de Paleontologia, Ribeirão Preto-SP.
Jurigan, I. & Ricardi-Branco, F. 2016. Paleoecological and taphonomic analysis of
Permian coal seam of Rio Bonito Formation, Paraná basin, western Gondwana. XV
International Palynological Congress - X International Organisation of Paleobotany
Conference, Salvador-BA.
Jurigan, I. & Ricardi-Branco, F. 2015. Estudo Paleopalinológico da Mina 08 da
Companhia Carbonífera do Cambuí, Figueira - PR (Permiano Inferior, Bacia do
Paraná, Brasil). XIV Simpósio de Geologia do Sudeste, VIII Simpósio do Cretáceo do
Brasil e VI Simpósio Nacional de Ensino e História de Ciências da Terra, Campos do
Jordão-SP.
v
RESUMO
ESTUDO DO TONSTEIN ASSOCIADO À JAZIDA DE CARVÃO DE FIGUEIRA (ESTADO
DO PARANÁ, BRASIL) E CALIBRAÇÃO DE BIOZONAS.
Na Bacia do Paraná, estudos de caráter palinoestratigráfico em camadas de carvão são
bem mais escassos na região do estado do Paraná do que nos estados do sul do Brasil. A
ausência de idades absolutas para esta região da bacia aumenta ainda mais a necessidade
de levantamentos de dados paleontológicos que permitam a correlação dos estratos ao
longo da bacia e com bacias intra-gondwânicas. Porém, uma nova ocorrência de tonstein é
registrada na Bacia do Paraná na região do município de Figueira (PR), camada esta que
constitui um importante marcador crono-estratigráfico e que permite correlacionar idades
relativas, provenientes de dados palinológicos da sequência sedimentar, com uma idade
absoluta, obtida a partir de grãos de zircão provenientes da camada de tonstein, o que
constitui o principal objetivo desta dissertação. No entanto, para a utilização da camada
como uma ferramenta de correlação, é necessário primeiro atestar sua origem vulcânica. A
caracterização da camada foi realizada a partir de dados de campo, petrografia, MEV, DRX
e análise geoquímica por FRX. Constatou-se que a camada de Figueira apresenta todos os
requisitos para a classificação do nível como um tonstein. Nota-se também que a camada
passou por uma intensa fase diagenética de cimentação por carbonato de cálcio que
sucedeu a fase diagenética da caulinita autigência. Através do método de contagem
palinológica em lâminas orgânicas, o posicionamento bioestratigráfico para os siltitos que
constituem o topo da sequência estudada foi realizado na Zona Vittatina costabilis, de idade
ghzeliana-asseliana. Os carvões, base da sequência, são pobres em fósseis índices de
biozonas, exceto pelo esporo Psomospora detecta, o qual atribui esses níveis a Zona
Ahrensisporites cristatus, que compreende idades entre Bashkiriano a Moscoviano. Esse
intervalo de idade é mais antigo do que geralmente é encontrado para as principais jazidas
de carvões brasileiras. Fica claro assim que a sequência carbonífera de Figueira registra um
hiato deposicional. A idade radiométrica obtida pelo método de U-Pb em zircões, via LAICP-MS, de 343 ± 3,6 Ma, corresponde ao Carbonífero Inferior (Viseano), o qual era
considerado ausente na bacia até a presente pesquisa, e demonstra que o hiato
deposicional registrado pelos palinomorfos corresponde a todo o Pennsylvaniano. A
ocorrência de alguns grãos de polens na assembleia microflorística exibida pelos carvões de
Figueira, faz com que o conjunto palinológico assemelhe-se mais com biozonas datadas do
Serpukhoviano em diante, do que com biozonas gondwânicas definidas para o Viseano. Na
Bacia do Paraná esse intervalo de tempo corresponde a biozona Ahrensisporites cristatus,
de modo que sugere-se a extensão desta biozona para corresponder também ao
Mississipiano.
Palavras-chave: tonstein, Bacia do Paraná, palinoestratigrafia, Carbonífero Inferior,
Mississipiano.
vi
ABSTRACT
STUDY OF TONSTEIN ASSOCIATED WITH THE COAL SEAMS OF FIGUEIRA
(PARANÁ STATE, BRAZIL) AND BIOZONES CALIBRATION.
In the Paraná Basin, palynostratigraphic studies are much more scarce in the Paraná state
than in the southern states of Brazil. The absence of absolute ages for this region of the
basin increases the need for surveys of paleontological data that allow correlation of strata
across the basin and with intra-Gondwana basins. Although a new occurrence of tonstein
layer is recorded in the Paraná Basin in the region of Figueira (PR) town. This layer is an
important chrono-stratigraphic marker that allows the correlation between relative ages,
derived from palynological data from sedimentary sequences, and absolute ages, originated
from zircon grains of the tonstein layer, which is the main goal of this dissertation. However,
to use this layer as a correlation tool, it is first necessary to attest to its volcanic origin. The
layer characterization was performed using field data, petrography, SEM, XRD and
geochemical analysis by XRF. It was verified that the layer of Figueira presents all the
requirements for its classification as a tonstein. It was also noted that the layer underwent an
intense diagenetic phase of cementation by calcium carbonate that succeeded the diagenetic
phase of authigenic kaolinite. By the palynological counting method on organic slides, the
biostratigraphic positioning for the siltstones, that constitute the top of the studied sequence,
was attributed to the Vittatina costabilis Zone, of Ghzelian-Asselian age. Coal seams, that
constitute the basis of the sequence, are poor in index fossil, except for the spore grain
Psomospora detecta, which attributes these levels to the Ahrensisporites cristatus Zone,
which ranges between the ages Bashkirian and Moscovian. This age range is older than is
generally assign to the main coal deposits of Brazil. Thus, it is clear that Figueira's
carboniferous sequence registers a depositional hiatus. The radiometric age obtained by the
U-Pb method in zircon grains, via LA-ICP-MS, of 343 ± 3.6 Ma, corresponds to the Lower
Carboniferous (Visean age) which until this dissertation was considered absent in the basin,
and demonstrates that the depositional hiatus recorded by the palynomorphs corresponds to
the entire Pennsylvanian. The occurrence of some pollen grains in the microfloristic
assembly exhibited by the Figueira’s coal seams makes the palynological set more resemble
to biozones dated from the Serpukhovian onwards, than with the Gondwanan biozones
defined to Visean strata. In the Paraná Basin this interval of time corresponds to the
Ahrensisporites cristatus Zone, so it is suggested the extension of this biozone to correspond
also to the Mississippian in the basin.
Keywords: tonstein, Paraná Basin, palynostratigraphy, Lower Carboniferous, Mississipian
vii
LISTA DE FIGURAS
Figura 1 – Mapa de localização da Bacia do Paraná na América do Sul e mapa de
localização do município de Figueira no estado do Paraná e localização da Mina PI08 no município de Figueira. ..................................................................................... 13
Figura 2 – Planta da mina PI-08 com localização dos pontos de coleta de amostra
dentro da mina e localização do furo de sondagem F08-58. ..................................... 14
Figura 3 – Carta estratigráfica da Bacia do Paraná................................................... 16
Figura 4 – Coluna estratigráfica correspondente ao furo de sondagem F08-58 e as
respectivas colunas estratigráficas de cada ponto de coleta de amostras. ............... 19
Figura 5 - Tabela com quadro contendo os esquemas bioestratigráfico proposto por
diversos autores para a seção neopaleozóica da Bacia do Paraná .......................... 23
Figura 6 – Colunas estratigráficas das frentes de lavras dos pontos de coleta de
amostra. .................................................................................................................... 28
Figura 7 – Frente de lavra da mina PI-08.. ................................................................ 34
Figura 8 – Difratogramas para cada uma das amostras analisadas.. ....................... 37
Figura 9 – Fotomicrografias da camada de tonstein, nicóis cruzados.. ..................... 39
Figura 10 - Fotomicrografias da camada de tonstein, nicóis cruzados. ..................... 41
Figura 11 – Mapas geoquímicos de distribuição pontual na amostra CP1/677-T de
elementos obtidos em análise de FRX por luz síncrotron. ........................................ 43
Figura 12 – Frequência relativa das espécies de palinomorfos encontradas para a
sequência sedimentar estudada................................................................................ 46
Figura 13 – Palinomorfos encontrados no siltito e carvão da mina PI-08.................. 51
Figura 14 - Palinomorfos encontrados no siltito e carvão da mina PI-08 .................. 53
Figura 15 - Palinomorfos encontrados no siltito e carvão da mina PI-08 .................. 54
Figura 16 – Imagens de catodoluminescência dos grãos de zircão datados ............ 56
Figura 17 – Diagrama de concórdia com a idade U-Pb obtida para zircões do
tonstein de Figueira pelo método LA-ICP-MS ........................................................... 56
Figura 18 - Mapas geoquímicos de distribuição pontual na amostra CP1/677-T de
elementos obtidos em análise por FRX por luz síncrotron. ....................................... 60
Figura 19 – Posicionamento bioestratigráfico para o nível de siltito na Zona Vittatina
costabilis e para o nível de carvão na Zona Ahrensisporites cristatus ...................... 67
viii
LISTA DE TABELAS
Tabela 1 - Resumo de idades radiométricas obtidas para seção neopaleozóica da
Bacia do Paraná a partir de camadas de cinzas vulcânicas. .................................... 26
Tabela 2 – Análise geoquímica de elementos maiores, menores e traços por FRX
para as amostras selecionadas de tonstein. ............................................................. 42
Tabela 3 – Dados isotópicos obtidos por LA-ICP-MS em zircões da camada de
tonstein ...................................................................................................................... 57
LISTA DE ABREVIAÇÕES
CV – Zona Cordylosporites-Verrucosisporites
DM – Zona Raistrickia densa-Convolutispora muriornata
DRX – Difração de Raio-X
EDS – Espectroscopia por Dispersão de Energia de Raio-X
FRX – Fluorescência de Raio-X
LA-ICP-MS – Espectrometria de Massa com Ionização Acoplada por Plasma
acrescido de Sistema de Ablação a Laser
Mag – Zona Cordylosporites magnidictyus
MEV – Microscopia Eletrônica de Varredura
MQ – Zona Reticulatisporites magnidictyus-Verrucosisporites quasigobbettii
Tri – Zona Spelaeotriletes triangulus
ZAc – Zona Ahrensisporites cristatus
ZCm – Zona Crucisaccites monoletus
ZVc – Zona Vittatina costabilis
ix
SUMÁRIO
AGRADECIMENTOS ................................................................................................. iii
SÚMULA CURRICULAR ........................................................................................... iv
RESUMO..................................................................................................................... v
ABSTRACT................................................................................................................ vi
LISTA DE FIGURAS ................................................................................................. vii
LISTA DE TABELAS ............................................................................................... viii
LISTA DE ABREVIAÇÕES ...................................................................................... viii
SUMÁRIO .................................................................................................................. ix
1.
ASPECTOS GERAIS ......................................................................................... 11
1.1. Introdução .................................................................................................... 11
1.2. Objetivos ...................................................................................................... 12
1.3. Área de Estudo ............................................................................................ 13
2.
CONTEXTO GEOLÓGICO ................................................................................ 15
2.1. Geologia Regional: Bacia do Paraná ........................................................... 15
2.2. Geologia local .............................................................................................. 18
3.
REVISÃO BIBLIOGRÁFICA.............................................................................. 20
3.1. Biozoneamento da seção Neopaleozóica da Bacia do Paraná .................... 20
3.2. Estudos geocronológicos prévios na Bacia do Paraná ................................ 24
4.
MATERIAIS E MÉTODOS ................................................................................. 27
4.1. Coleta das amostras .................................................................................... 27
4.2. Estudo Paleopalinológico ............................................................................. 28
4.3. Estudo da camada de Tonstein .................................................................... 29
4.3.1. Trabalho de Campo ............................................................................... 29
4.3.2. Petrografia e Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV) .................... 30
4.3.3. Difração de Raio-X (DRX) ..................................................................... 30
x
4.3.4. Fluorescência de Raio-X (FRX) ............................................................. 31
4.4. Geocronologia da camada de tonstein ......................................................... 32
5.
RESULTADOS .................................................................................................. 34
5.1. Caracterização da camada de tonstein ........................................................ 34
5.1.1. Trabalho de Campo ............................................................................... 34
5.1.2. Análise Mineralógica .............................................................................. 35
5.1.3. Análise Geoquímica............................................................................... 42
5.2. Conteúdo palinológico da sequência sedimentar estudada ......................... 44
5.2.1. Conjunto Palinológico do Carvão........................................................... 47
5.2.2. Conjunto Palinológico do Siltito ............................................................. 48
5.2.3. Conjunto Palinológico Comum ao Siltito e Carvão ................................ 50
5.3. Geocronologia .............................................................................................. 55
6.
DISCUSSÃO DOS RESULTADOS ................................................................... 58
6.1. O tonstein de Figueira (PR) .......................................................................... 58
6.1.1. Aspectos mineralógicos ......................................................................... 58
6.1.2. Aspectos geoquímicos ........................................................................... 59
6.1.3. Conteúdo orgânico ................................................................................ 61
6.2. Paleoecologia ............................................................................................... 62
6.3. Palinoestratigrafia ........................................................................................ 65
6.4. Implicações da idade absoluta do tonstein de Figueira ................................ 69
6.4.1. Na Bioestratigrafia ................................................................................. 69
6.4.2. Estágios paleoclimáticos e estabelecimento da paleoflora .................... 72
6.4.3. Fonte das cinzas vulcânicas .................................................................. 73
7.
CONCLUSÕES .................................................................................................. 76
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ......................................................................... 78
ANEXO I: Artigo que será submetido .................................................................... 89
11
1. ASPECTOS GERAIS
1.1. Introdução
Os carvões brasileiros ocorrem em coberturas plataformais de idade
fanerozóica na Bacia do Paraná. Estas reservas de carvão pertencem a Formação
Rio Bonito do Grupo Guatá (Holz, 1998; Gomes et al., 2003) e afloram
principalmente na região sul, onde estão concentradas 99% das jazidas do país
(Borba, 2001). Sendo assim, os carvões dos estados de Santa Catarina e Rio
Grande do Sul têm sido alvo de diversos estudos paleontológicos, sedimentológicos
e estratigráficos ao longo do tempo, impulsionados por empresas, como Companhia
de Pesquisas de Recursos Minerais (CPRM), que fornecem testemunhos de
sondagens e perfis elétricos para trabalhos de refinamento sobre a evolução da
sequência permocarbonífera da Bacia do Paraná (Tognoli, 2006).
O estado do Paraná contém somente 1% das jazidas brasileiras (Borba,
2001) e nesse total está inclusa uma das nove jazidas de maior importância do país
(Gomes et al., 2003), a de Figueira-Sapopema. A região de Figueira despertou
grande interesse a partir de 1969, e toda a década que se seguiu, devido a jazida de
urânio encontrada associada aos sedimentos permianos atribuídos a Formação Rio
Bonito. Porém, com o tempo o interesse foi diminuindo, e a região reúne um número
de trabalhos de caráter estratigráfico e paleontológico bem menor em comparação
aos estados do sul. De modo que outros estudos ainda são necessários para o
entendimento da paleoflora e intervalo gerador do carvão em Figueira.
Diversas idades absolutas já foram obtidas para os carvões dos estados do
sul, na tentativa de compreender a geração dos carvões e melhorar os esquemas
bioestratigráficos para a Bacia do Paraná, com base em camadas de tonstein que
ocorrem intercaladas aos leitos de carvão (Matos, 1999; Matos et al., 2001; RochaCampos et al., 2006; Guerra-Sommer et al. 2008a, 2008b, 2008c; Mori et al., 2012;
Simas et al. 2012; Cagliari et al., 2014; Cagliari et al., 2016; Griffis et al., 2017).
Tonsteins são camadas cauliníticas geradas a partir da queda e alteração de cinzas
vulcânicas preservadas em ambientes continentais de baixa energia como lagos,
lagoas e pântanos, onde o acúmulo de material orgânico contribui para o rápido
soterramento e preservação das cinzas. Essas camadas têm se mostrado
particularmente interessantes para o gerenciamento do planejamento de indústrias
mineradoras de carvão, que utilizam este estrato para identificar e correlacionar os
12
leitos de carvão a serem explorados (Triplehorn, 1990; Lyons et al., 1992; Bohor &
Triplehorn, 1993; Burger et al., 2000).
Atualmente, o estado do Paraná conta somente com duas idades
radiométricas, obtida por Santos et al. (2006) e Costa (2016), para os estratos da
Formação Irati, unidade mais jovem que os leitos de carvão de interesse. Portanto, o
levantamento palinoestratigráfico da sequência portadora de carvão no município de
Figueira, no estado do Paraná, juntamente com a obtenção de uma idade absoluta
para a camada de tonstein que ocorre associada, a qual ainda não foi descrita na
literatura, e a combinação dos dois dados para a avaliação da efetividade das
palinozonas propostas para a seção neopaleozóica da Bacia do Paraná constituíram
a principal motivação para o desenvolvimento desta dissertação.
Ao final da dissertação, no Anexo I, encontra-se uma versão resumida dos
principais resultados e conclusões que foram alcançadas neste trabalho na forma de
um artigo, intitulado “Uma nova ocorrência de tonstein na porção leste da Bacia do
Paraná associado aos carvões de Figueira (Paraná, Brasil): Integração de dados
palinológicos e datação radiométrica U-Pb”, que será passado para a língua inglesa
e submetido a um veículo de publicação internacional.
1.2. Objetivos
O principal objetivo do desenvolvimento desse mestrado foi realizar a
calibração de biozonas palinológicas para a Formação Rio Bonito através do uso da
camada de tonstein que ocorre no município de Figueira no estado do Paraná. A
ocorrência desta camada no estado do Paraná não havia sido previamente
registrada na literatura e, portanto, a sua potencialidade para correlações
estratigráficas não foi ainda explorada. Logo, para a comprovação da origem
vulcânica desta camada e utilização estratigráfica da mesma, definiu-se os seguintes
objetivos secundários:

caracterização em macro e micro escala da camada de tonstein visando
identificar feições que possam ser atribuídas a uma proveniência vulcânica;

obtenção de idades absolutas a partir da camada de tonstein;

identificação de palinomorfos para o posicionamento bioestratigráfico da
sequência sedimentar estudada;
13

avaliação do zoneamento bioestratigráfico em que posicionou-se as
assembleias palinológicas estudadas neste trabalho e na literatura tendo-se
como base a idade radiométrica obtida.
1.3. Área de Estudo
A área de estudo encontra-se na região oeste do município de Figueira, ao
norte do estado do Paraná, nos campos de lavra da Companhia Carbonífera
Cambuí. A atual frente de lavra explorada pela Carbonífera é a mina subterrânea PI08 (559326 mE/7365795 mN) (Figura 1), aberta pela empresa no ano de 2011 e
lavrada desde 2013. A mina encontra-se a uma profundidade de cerca de 130 m,
apresentando estratos de carvão com espessuras médias de 0,67 m. A mina PI-08 é
também a única mina explorada pela Carbonífera, até hoje, em que aflora a camada
de tonstein aqui descrita.
Figura 1 – Mapa de localização da Bacia do Paraná na América do Sul, a esquerda, e mapa de localização
do município de Figueira no estado do Paraná e localização da Mina PI-08 no município de Figueira, a
direita.
14
Para a coleta de amostras, foram definidos aleatoriamente três pontos
seguindo os eixos de desenvolvimento da mina em frentes de lavras ativas em abril
de 2016, quando foi realizada a coleta: (1) Eixo na direção N-S, Painel
BD1/Travessa 26; (2) Eixo na direção W-E Painel 0/Travessa 31; e (3) Eixo na
direção N-S, Painel BD0/Travessa 25 (Figura 2).
Figura 2 – Planta da mina PI-08 com localização dos pontos de coleta de amostra dentro da mina e
localização do furo de sondagem F08-58.
15
2. CONTEXTO GEOLÓGICO
2.1. Geologia Regional: Bacia do Paraná
A Bacia do Paraná é uma bacia que se desenvolveu no interior cratônico do
supercontinente Gondwana. Possui uma área de aproximadamente 1,5 milhão de
quilômetros quadrados e está localizada na porção central e sudeste da América do
Sul, abrangendo porções do Brasil, Uruguai, Paraguai e Argentina.
De acordo com Milani et al. (1998), a bacia compreende seis grandes
sequências sedimentares-magmáticas demarcadas por discordâncias regionais: 1)
Rio
Ivaí
(Ordoviciano-Siluriano),
2)
Paraná
(Devoniano),
3)
Gondwana
I
(Carbonífero-Eotriássico), 4) Gondwana II (Meso a Neotriássico), 5) Gondwana III
(Neojurássico-Eocretáceo) e 6) Bauru (Neocretáceo). Destas supersequências, as
três mais antigas correspondem a expressivos ciclos transgressivos durante o
Paleozoico. As outras sequências representam pacotes sedimentares continentais
do Mesozoico.
A Supersequência Gondwana I encerra os pacotes sedimentares mais
espessos da Bacia do Paraná, na ordem de 2500 m (Milani et al., 2007), os quais
revelam as grandes mudanças nas condições ambientais ocorridas durante o
momento de sua deposição, que evolui desde um ambiente de influência glacial na
base da sequência, durante o Carbonífero Inferior, até um ambiente árido de interior
continental, nas porções superiores da sequência, durante o Eotriássico.
Essas
mudanças nas condições deposicionais encontram-se registradas, da base para o
topo (Figura 3), no Subgrupo Itararé e Aquidauana, Grupo Guatá, Grupo Passa Dois
e formações Pirambóia e Sanga do Cabral.
16
Figura 3 – Carta estratigráfica da Bacia do Paraná (Zacharias, 2004)
De
acordo
com
Milani
et
al.
(2007),
durante
o
Eocarbonífero
o
supercontinente Gondwana localizava-se a elevadas latitudes, de forma que neste
momento extensas calotas de gelo dominavam a porção austral do continente e
inibiam a sedimentação e/ou durante os interglaciais o degelo promovia a erosão
das camadas previamente depositadas, resultando em uma significativa lacuna entre
estratos neodevonianos e neocarboníferos. Conforme o paleocontinente migrava
para o norte, em direção a menores latitudes, a sedimentação em contexto
periglacial foi retomada e está registrada no Subgrupo Itararé, o qual representa
então depósitos ainda diretamente ligados à fase de degelo dos glaciares
mississipianos.
17
Ciclos de sedimentação com afinamento de grãos em direção ao topo da
sequência caracterizam o Subgrupo Itararé e correspondem aos momentos de
mudanças climáticas dentro do regime glacial, referentes a mudanças relativas do
nível do mar. Os ciclos iniciam-se com pacotes arenosos que gradam para pacotes
argilosos com intercalações de diamictitos maciços ou estratificados (Milani et al.,
2007).
Contém
ainda
ritmitos,
lamitos,
folhelhos,
conglomerados
e,
secundariamente, leitos de carvão (Holz et al., 2010). O Subgrupo Itararé registra
sedimentação em ambientes de caráter glacio-lacustres ou de águas salobras que
foram sendo progressivamente influenciados pela água do mar (Eyles et al., 1993).
O Subgrupo é rico em icnofósseis e fósseis de animais, plantas e palinomorfos que
sugerem idades do Carbonífero Superior, entre Moscoviano e Bashkiriano (Souza,
2006; Holz et al., 2010).
O Grupo Guatá é constituído pelas formações Rio Bonito, na base, e Palermo,
no topo. Este Grupo constitui a unidade geológica que sucede os estratos
glaciogênicos da Bacia do Paraná (Subgrupo Itararé) e representa a subida do nível
do mar após a deglaciação. A Formação Rio Bonito é composta predominantemente
por arenitos, siltitos e folhelhos e, subordinadamente, por camadas de carvão e
calcário (Schneider et al., 1974). Essa unidade é a que contém as camadas de
carvão economicamente importantes da Bacia do Paraná. As camadas carboníferas
na base da Formação tendem a ser mais finas (<0,5 m) e lateralmente descontínuas,
tendo sido formadas em um sistema fluvial e deltaico, como demonstrado por sua
associação de fácies, compostas por ortoconglomerados, arenitos subarcóseos,
além de lamitos e carvão (Holz et al., 2010). Ocorrem também, camadas de carvão
mais espessas (mais de 2,5 m) e lateralmente contínuas (mais de 40 km) geradas a
partir de um sistema estuarino influenciado por ondas e marés. Tal sistema teria sido
originado em um ambiente deposicional de lagoa protegida, em que pântanos se
formavam atrás da ilha-barreira.
Segundo Holz et al. (2010), os leitos de carvão da Formação Rio Bonito
encerram um rico registro fóssil, tanto marinho quanto continental, como
macrofitofósseis representantes da “Flora de Glossopteris” gondwânica, microfósseis
de esporomorfos e megafauna de bivalves marinhos. A flora fóssil indica uma idade
Sakmariano Superior-Artinskiano para a Formação, o que é confirmado pela fauna
marinha, que aponta uma idade do início do Permiano, provavelmente Artinskiano.
18
2.2. Geologia local
Zacharias (2004) e Zacharias & Assine (2005) atribuem à região de Figueira
um ambiente sedimentar de vales incisos (planícies de inundações) com influência
marinha, onde leitos descontínuos de carvões teriam se formado nas bordas da
zona central dos vales a partir de detritos vegetais autóctones e alóctones, que
teriam sido retrabalhados e concentrados por ondas.
Descrevendo, resumidamente, os cerca de 13 m finais do furo de sondagem
F08-58 (559920 mE/7366783 mN, boca do furo a 585 m de altitude, Figura 2) cedido
pela Carbonífera, constatou-se que a geologia da mina PI-08 é composta
principalmente por pacotes de siltitos carbonosos que encontram-se muitas vezes
intercalados com lentes calcárias ou de arenitos finos, com os quais apresentam
contato gradacional. As estruturas observadas neste litotipo são laminações planoparalelas, acamamento ondulado e lenticular, podendo também ser maciço, quando
então se observa marcas de bioturbação.
Carbonatos de cálcio ocorrem na forma de calcilutito, que em algumas vezes
se intercalam com argilitos maciços de coloração arroxeada. Exibem ainda marcas
de dissolução (estiólitos). O carbonato de cálcio também está presente na forma de
brechas, nas quais constitui tanto a matriz quanto os clastos, mas também podendo
ter a matriz argilosa e somente os clastos carbonáticos.
A representação do furo F08-58 pode ser vista na Figura 4. Porém, muitas
das intercalações observadas em campo não puderam ser representadas por
apresentarem espessuras muito finas, de forma que não aparecem na escala
adotada para a representação.
19
Figura 4 – Coluna estratigráfica correspondente ao furo de sondagem F08-58, com destaque para a
porção aflorante na mina PI-08 e as respectivas colunas estratigráficas de cada ponto de coleta de
amostras (Obs.: a escala do furo de sondagem corresponde ao total descrito do furo e não à
profundidade real de cada litotipo).
20
3. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
3.1. Biozoneamento da seção Neopaleozóica da Bacia do Paraná
Daemon & Quadros (1970) foram os primeiros autores a sugerirem um
biozoneamento para as sequências gondwânicas inferiores da Bacia do Paraná.
Essas primeiras biozonas foram definidas de maneira informal, mas constituem até
hoje um dos trabalhos bioestratigráficos mais completos e relevantes, devido a
ampla distribuição geográfica das amostras analisadas.
Utilizando amostras de poços e de superfície desde o estado do Mato Grosso
e Goiás até o estado do Rio Grande do Sul, os autores dividiram a sequência
sedimentar neopaleozóica da Bacia do Paraná, com base na distribuição de esporos
monoletes e polens sacados e colpados, em 6 intervalos bioestratigráficos informais
denominados G, H (subdividido em H1, H2, H3), I (subdividido em I1, I2+I3+I4), J, K e L
(subdividido em L1, L2, L3).
Do intervalo G até H1 (Stefaniano C-Sakmariano) há predomínio dos gêneros
de polens monossacados Cannanoropollis, Plicatipollenites, Potonieisporites e
Caheniasaccites. O gênero bissacado e estriado Protohaploxypinus se faz
raramente presente desde o intervalo G até H2, porém a partir do intervalo H3
(Artinskiano) polens bissacados e estriados tornam-se mais frequentes, como
Illinites, Vittatina e Protohaploxypinus. O gênero Vittatina ainda é dominante no
intervalo I até o J (Kunguriano).
A partir do intervalo J as formas bissacadas e estriadas passam a dominar em
detrimento das formas monossacadas. O intervalo K é marcado pela escassez de
polens monossacados e pelo desaparecimento do gênero Plicatipollenites. No
intervalo K até L (Kanzaniano), é comum a presença de espécies de
Marsupipollenites, Crustaesporites, Alisporites e Lueckisporites virkkiae.
Arai (1980) estudando palinologicamente amostras do Grupo Tubarão e
Passa Dois dos estados de São Paulo, Paraná e Santa Catarina realiza um novo
esquema bioestratigráfico simplificado e informal. Baseado principalmente no
comportamento de polens bissacados estriados o autor propõe seis fases
bioestratigráficas. A primeira fase, denominada “Pré-Striatiti” é caracterizada pela
ausência de polens estriados e pela dominância de polens monossacados, como
Potonieisporites e Vestigisporites, e esporos triletes como o tipo Vallatisporites.
21
A fase que segue é a “Protohaploxypinus”, em que as formas estriadas
passam a aparecer no registro estratigráfico, mas ainda são subordinadas aos
esporos triletes e polens monossacados, presentes desde a fase anterior. A fase
“Vittatina I” é caracterizada pelo surgimento do gênero Vittatina e pelo equilíbrio
entre as formas monossacadas da fase Pré-Striatiti e as estriadas. Na fase “Vittatina
II” esse gênero se torna muito comum e passa a dominar a associação dos polens
estriados. Na próxima fase, “Striatiti Superior”, há grande participação de polens
estriados com contorno diploxilonóide de sacos bem desenvolvidos nas assembleias
palinológicas. Na última fase, fase “Lueckisporites”, há a predominância absoluta de
estriados, estando praticamente ausentes esporos e polens monossacados.
Uma reavaliação da paleopalinologia das rochas da porção superior do Grupo
Itararé, Grupo Guatá e Formações Irati/Serra Alta (base da formação) foi realizada
por Marques-Toigo (1988,1991) nos estados do Rio Grande do Sul e Santa Catarina.
A adoção pela autora de intervalos baseados no “Guia Internacional de Estratigrafia”
(edição de 1976) definiu as primeiras divisões bioestratigráficas formais da Bacia do
Paraná. Com base neste critério, duas Zonas de Intervalo foram propostas: Zona
Cannanoropolis korbaensis, referente à camadas do Grupo Itararé e Formação Rio
Bonito, e Zona Lueckisporites virkkiae, que corresponde a Formação Palermo e Irati.
Esses intervalos formais foram posteriormente revisados por Souza &
Marques-Toigo
(2003,
2005).
Trabalhos
nos
quais
a
Zona
de
Intervalo
Cannanoropollis korbaensis foi substituída pela Zona de Intervalo Vittatina costabilis,
uma vez que a espécie Cannanoropollis korbaensis foi também registrada nas
porções mais inferiores do Grupo Itararé, aumentando assim sua amplitude
estratigráfica. Em contrapartida, o gênero Vittatina constitui um biohorizonte bem
demarcado, com o limite inferior sendo definido pela primeira ocorrência do gênero,
juntamente com Protohaploxypinus (P. goraiensis, P. micros) e Illinites unicus.
A
Zona
Vittatina
costabilis
possui
duas
subdivisões:
(a)
Subzona
Protohaploxypinus goraiensis, definida pela amplitude desta espécie e de Illinites
unicus, e que compreende as camadas da porção superior do Grupo Itararé até a
porção média da Formação Rio Bonito, as quais estavam previamente alocadas na,
agora extinta, Subzona Caheniasaccites ovatus; (b) Subzona Hamiapollenites
karrooensis, limitada pela amplitude desta espécie e pela primeira ocorrência de
22
Striatopodocarpites fusus e Staurosaccites cordubensis, reconhecida nas porções
superiores da Formação Rio Bonito.
Em Souza (2006) duas palinozonas são reconhecidas e definidas para as
porções basais e médias do Subgrupo Itararé. A Biozona Ahrensisporites cristatus,
que tem seu limite inferior marcado pela primeira ocorrência de diversas espécies de
esporos como, Granulatisporites varigranifer, Brevitriletes levis, Anapiculatispotites
argentinensis, Ahrensisporites cristatus, o gênero Raistrickia e Cristatisporites e
entre outros e dos polens Plicatipollenites, Cannanoropollis, Potoniesiporites,
Caheniasaccites, Limitisporites e Protohaploxypinus. Já seu limite superior é
caracterizado pelo desaparecimento de 11 espécies que ocorrem somente nesta
biozona e pela primeira ocorrência de Scheuringipollenites maximus e Crucisaccites
monoletus, sendo esta última espécie o fóssil índice da próxima biozona definida
pelo autor para o Carbonífero Superior da Bacia do Paraná.
A Zona de Intervalo Crucisaccites monoletus tem seu limite inferior definido
pelo primeiro espécime registrado desta espécie e o desaparecimento de várias
espécies da biozona anterior. O seu limite superior é caracterizado pela ocorrência
de Illinites unicus e do gênero Vittatina, taxa que indicam o limite inferior da biozona
Vittatina costabilis.
Os biozoneamentos aqui citados estão esquematizados na Figura 5, na qual é
possível comparar como os diversos esquemas bioestratigráficos propostos para a
Bacia se correlacionam entre si.
23
Figura 5 - Tabela com quadro contendo os esquemas bioestratigráfico proposto por diversos autores para a seção neopaleozóica da Bacia do Paraná (Adaptado
de Neregato, 2007).
24
3.2. Estudos geocronológicos prévios na Bacia do Paraná
A sequência sedimentar permo-carbonífera (Supersequência Gondwana I) na
Bacia do Paraná e em outras bacias gondwânicas é uma das mais extensas e
espessas. Porém, nessas unidades estratigráficas encontram-se ausentes fósseis
utilizados no estabelecimento de colunas geocronológicas internacionais, como
conodontes e amonóides (Milani et al., 2007). Deste modo, as idades atribuídas às
unidades dessa supersequência são baseadas em dados principalmente de
palinomorfos, para o Subgrupo Itararé, Grupo Guatá e a base do Grupo Passa Dois
(Formação Irati). No entanto, dificuldades em correlacionar estratos são advindas de
problemas de endemismo da flora gondwânica, extensão da bacia, bem como baixa
resolução na correlação de fácies em áreas contíguas da mesma bacia (GuerraSommer et al., 2008a). Esses problemas enfatizam a necessidade de marcadores
cronoestratigráficos confiáveis.
Matos et al. (2001) foi a primeira publicação a fornecer uma idade absoluta
para o intervalo sedimentar da Bacia do Paraná e, consequentemente, a fornecer
uma base mais robusta para a calibração dos esquemas palinoestratigráficos
estabelecidos até então. Neste trabalho os autores estudaram camadas de tonsteins
intercaladas com as camadas de carvão da Formação Rio Bonito na mina de
Candiota (RS) e dataram a camada de tonstein estratigraficamente mais antiga no
local (camada “A”), a idade U-Pb obtida foi de 267±3,4 Ma. Esta idade foi por eles
considerada válida por ser condizente com os palinomorfos encontrados no carvão
Candiota, que indicavam uma idade próxima a transição do Cisuraliano para o
Guadalupiano.
Essa idade, porém, foi mais tarde desconsiderada por Santos et al. (2006)
que, ao datarem uma camada de bentonita no estado do Paraná, presente na
Formação Irati (unidade mais jovem que a Formação Rio Bonito), encontraram uma
idade U-Pb igual a 278,4±2,2 Ma. A partir dessa idade os autores posicionaram a
Formação Irati dentro do Artinskiano (porção média do Cisuraliano). A idade
encontrada por Santos et al. (2006) está dentro da Biozona Lueckisporites virkkiae.
A camada de tonstein encontrada intercalada com os carvões da Formação
Rio Bonito na mina de Faxinal (RS) foi datada por Guerra-Sommer et al. (2008a), e
forneceu uma idade U-Pb igual a 285,4±8,6 Ma, o que posiciona a camada na
subzona Hamiapollenites karooensis. Guerra-Sommer et al. (2008b), realizando
25
datações em amostras da mina de Candiota e da mina de Faxinal, obtiveram uma
idade U-Pb média equivalente a 290,6 ± 1,5 Ma. Essa idade suporta a ideia de que
as camadas de carvão se formaram durante o Sakmariano Médio, estando
classificadas na Subzona Protohaploxypinus goraiensis, de modo que as camadas
da mina de Faxinal foram rebaixadas estratigraficamente. Tal resultado é
semelhante ao de Simas et al. (2012), obtido nas minas de carvão da Formação Rio
Bonito em Leão-Butiá (RS) com idades U-Pb de 291 ± 1,2 Ma.
Já para Candiota, Rocha-Campos et al. (2006) encontraram a idade U-Pb de
298,5 ± 2,6 Ma, idade U-Pb que é semelhante a de 296,9 ± 1,65 Ma e 296 ± 4,2 Ma
encontrada por Guerra-Sommer et al. (2008c). As camadas foram novamente
atribuídas a subzona P. goraiensis, mas dessa vez dentro do intervalo Asseliano.
Mori et al. (2012), obtiveram idades U-Pb mais novas, 281 ± 3,4 Ma,
referentes a afloramentos estratigraficamente posicionados acima da mina de
Candiota. Essa idade sugere que os depósitos da porção superior da Formação Rio
Bonito estão no Artinskiano, na biozona L. virkkiae. Já Cagliari et al. (2014), no
afloramento Barrocada, em Cachoeira do Sul (RS), obtiveram idades U-Pb de 290,6
± 2,8 Ma e 281,7 ± 3,2 Ma, indicando que a deposição da Formação Rio Bonito
ocorreu entre o Sakmariano e o Kunguriano. Amostras de cinzas vulcânicas
provenientes do paleovale de Capané (RS) do topo do Subgrupo Itararé e da porção
basal da Formação Rio Bonito foram datadas por Cagliari et al. (2016) e revelaram
idades de 307,7 ± 3,1 Ma e 298,8 ± 1,9 Ma, respectivamente. Essas novas idades
posicionam a deposição do Itararé inteiramente no Carbonífero e o depósito pósglacial da Formação Rio Bonito no Asseliano.
Costa (2016) encontrou para as camadas de cinzas vulcânicas da Formação
Irati, no município de São Mateus do Sul (PR), idades entre 287 e 267 Ma, com um
pico de 278 Ma, demonstrando que a Formação Irati registra um intervalo de 20 Ma
de intensa atividade vulcânica. Por fim, Griffis et al. (2017) obtiveram uma idade
média de 298,23 ± 0,31 Ma para o mesmo estrato datado por Matos et al. (2001) e
Guerra-Sommer et al. (2008c), utilizando a técnica CA-TIMS. A mesma idade foi
obtida por esses autores para o afloramento de Quitéria. Para a mina de Faxinal, a
idade obtida por Griffis et al. (2017) foi ligeiramente mais antiga, atingindo a idade de
285,42 + 1,2/-2,1 Ma. Segundo estes autores, as idades encontradas demonstram
26
que existem dois intervalos distintos, do ínicio do Permiano, geradores de camadas
de carvão na Bacia do Paraná.
A Tabela 1 mostra de forma sintetizada todas as datações radiométricas aqui
citadas. Nota-se que a grande maioria das idades obtidas para a Bacia do Paraná é
proveniente de camadas de cinzas associadas aos leitos de carvões da Formação
Rio Bonito. O ambiente ácido gerador dos carvões foi responsável pela alteração
das cinzas vulcânicas, que foram depositadas intercaladas, em camadas de
tonsteins, preservando assim na bacia evidências de um grande evento vulcânico
que ocorreu durante este período. Diversos autores (Coutinho & Hachiro, 2005;
Guerra-Sommer et al., 2008b; Rocha-Campos et al., 2011; Benedetto, 2012)
atribuem à extensa província magmática Choiyoi, na Argentina, como a fonte original
das cinzas dessas camadas, as quais também se distribuem pela Argentina, África e
Austrália.
Tabela 1 - Resumo de idades radiométricas obtidas para a seção neopaleozóica da Bacia do Paraná a
partir de camadas de cinzas vulcânicas.
Local
Unidade Geológica
Técnica
Mina Candiota, RS
Formação Rio Bonito
ID-TIMS
267.1 ± 3.4 Ma
Wordiano
Matos et al. (2001)
Mina Candiota, RS
Formação Rio Bonito
SHRIMP
298.5 ± 2.6 Ma
Artinskiano
Rocha-Campos et al.
(2006)
Não informado
Formação Irati
SHRIMP
São Mateus do Sul, PR
Formação Irati
SHRIMP
279.9 ± 4.8/276.4 ±
3.7 Ma
278.4±2.2Ma
Mina Faxinal, RS
Formação Rio Bonito
ID-TIMS
285.4 ± 8.6 Ma
Sakmariano
Formação Rio Bonito
SHRIMP
290.6 ± 1.5 Ma
Sakmariano
Guerra-Sommer et
al. (2008b)
Mina Candiota, RS
Formação Rio Bonito
ID-TIMS
296 ± 4.2 Ma/296.9 ±
1.65 Ma
Asseliano
Guerra-Sommer et
al. (2008c)
Entre Bagé e Candiota, RS
Formação Rio Bonito
LA-ICP-MS
281.4 ± 3.4 Ma
Artinskiano
Mori et al. (2012)
Leão Butiá, RS
Cachoeira do Sul, RS
Formação Rio Bonito
Formação Rio Bonito
SHRIMP
LA-ICP-MS
291 ± 1.2 Ma
290.6 ± 2.8 Ma
Sakmariano
Sakmariano
Simas et al. (2012)
Cagliari et al. (2014)
298.8 ± 1.9 Ma
GhzelianoAsseliano
Mina Candiota, RS
Mina Faxinal, RS
Formação Rio Bonito
Capané, RS
LA-ICP-MS
Subgrupo Itararé
São Mateus do Sul, PR
Idade
Formação Irati
307.7 ± 3.1 Ma
LA-ICP-MS
287-267 Ma
Autor
Artinskiano
Artinskiano
KasimovianoMoscoviano
ArtinskianoWordiano
Rocha-Campos et al.
(2006)
Santos et al. (2006)
Guerra-Sommer et
al. (2008a)
Cagliari et al. (2016)
Costa (2016)
298.23 ± 0.31 Ma
Mina Candiota, RS
298.64 ± 0.17 Ma
Formação Rio Bonito
CA-TIMS
Asseliano
298.03 ± 0.25 Ma
Griffis et al. (2017)
Mina Faxinal, RS
285.42 + 1.2/- 2.1 Ma
Artinskiano
Afloramento Quitéria, RS
298.10 ± 0.28 Ma
Asseliano
343 ± 3,6 Ma
Viseano
Figueira, PR
?
Este trabalho
27
4. MATERIAIS E MÉTODOS
4.1. Coleta das amostras
As coletas foram realizadas em três pontos dentro da mina subterrânea PI-08,
conforme Figura 2. As três amostras de tonstein, coletadas em cada um dos pontos,
são referentes a uma única camada que encontra-se intercalada a siltitos carbonos
que, por sua vez, são sobrejacentes à camada de carvão explorada (Figura 6). As
amostras foram incluídas no acervo do Laboratório de Paleohidrogeologia do
Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas, sob os códigos
CP1/677 a CP1/679.
Já as amostras coletadas para o estudo paleopalinológico foram retiradas em
somente dois dos pontos de coleta. De cada um dos pontos coletou-se amostras de
carvão (Nível 1, Nível 2 e Nível 3), siltitos (Nível 4 e Nível 6) e tonstein (Nível 5),
seguindo a ordem estratigráfica de cada frente de lavra (Figura 6), totalizando doze
amostras. As primeiras seis amostras foram retiradas no painel BD-Travessa 26,
localizado entre as galerias ABD0 e BD-1 (Ponto 1). As amostras restantes vieram
do eixo de desenvolvimento oeste-leste da mina, na galeria WE0-Travessa 31
(Ponto 2, Figura 2). As amostras palinológicas também foram incluídas no acervo do
Laboratório de Paleohidrogeologia do Instituto de Geociências da Universidade
Estadual de Campinas, e receberam a numeração CP5/127 a 136.
28
Figura 6 – Colunas estratigráficas das frentes de lavras dos pontos de coleta de amostra. Cada litotipo
corresponde a um nível estratigráfico de estudo palinológico e apresenta o código da amostra
correspondente. No ponto 3 somente a camada de tonstein foi estudada.
4.2. Estudo Paleopalinológico
Todo o processamento palinológico para a extração e concentração da fração
orgânica das amostras foi realizado no Laboratório de Paleohidrogeologia do
Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas, através do método
de oxidação e tratamento com álcalis descrito por Bruch & Pross (1999) para
lignitos. Primeiramente, desagregou-se mecanicamente cada uma das amostras e
separou-se 10 g do material. Logo após este procedimento, nas amostras de carvão
e siltitos, foi adicionado aos fragmentos 100 ml de HNO 3 (30%), que reagiu com as
amostras até que estas estivessem parcialmente desintegradas ou facilmente
quebráveis. O ácido foi então retirado e água destilada adicionada, na qual as
amostras repousaram por 24h. Após diversas etapas de lavagem, para retirada dos
29
vestígios de ácido e neutralização das amostras, adicionou-se ao resíduo KOH
(10%), deixando-o em imersão até que a reação se tornasse visível, ou seja, o
líquido se tornasse marrom, evidenciando a remoção da matéria orgânica amorfa. O
KOH foi retirado e adicionou-se novamente água destilada. O resíduo foi lavado até
que água da lavagem estivesse clara. Com o resíduo final do ataque químico
confeccionou-se as lâminas palinológicas. As lâminas confeccionadas encontram-se
na Palinoteca do Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas, e
apresentam os códigos CP5/127 a 136 (mesmo código das amostras de mão).
Devido a cimentação carbonática na camada de tonstein, a simples aplicação
de 50 ml de HCl (37%) às 10 g de material desintegrado foi o suficiente para
dissolver a matriz mineral e liberar qualquer material orgânico presente. As lâminas
também se encontram na Palinoteca do Instituto de Geociências da Universidade
Estadual de Campinas, e apresentam os códigos CP1/677-Palinologia e CP1/678Palinologia.
Ao todo 34 lâminas foram analisadas. Procurou-se contar 400 palinomorfos
para cada um dos níveis estudados, a fim de que o estudo paleopalinológico fosse
considerado válido. Os 400 pontos foram distribuídos de forma que 200 pontos
fossem referentes às amostras do Ponto 1 e os outros 200 pontos fossem referentes
ao Ponto 2.
4.3. Estudo da camada de Tonstein
4.3.1. Trabalho de Campo
Em campo procurou-se observar principalmente características da camada
que possam embasar uma origem por cinzas vulcânicas alteradas, como: a
espessura da camada, os contatos superior e inferior com as rochas adjacentes,
continuidade lateral e entre outros aspectos.
Como o local de estudo é uma mina subterrânea observações mais
detalhadas e descrições macroscópicas da rocha no local foram realizadas de forma
limitada, uma vez que a iluminação para a realização do trabalho era precária.
Portanto, a caracterização da rocha se deu principalmente em laboratório a partir
dos métodos descritos a seguir.
30
4.3.2. Petrografia e Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV)
As três amostras coletadas (CP1/677, CP1/678 e CP1/679) de tonstein foram
separadas e enviadas para a laminação na Universidade Federal de Ouro Preto,
onde lâminas polidas foram confeccionadas sem lamínula. Como as amostras foram
coletadas orientadas dividiu-se cada uma em topo (CP1/677-T, CP1/678-T e
CP1/679-T), meio (CP1/677-M, CP1/678-M e CP1/679-M) e base da camada
(CP1/677-B, CP1/678-B e CP1/679-B), a fim de se observar possíveis variações
mineralógicas no estrato de tonstein. De modo que, no total, nove lâminas foram
analisadas em microscópio petrográfico Zeiss Scope.A1. Procurou-se identificar
também a mineralogia primária (piroclástica) e a mineralogia secundária (autigênica),
além de texturas e estruturas deposicionais e diagenéticas.
Para maior suporte da análise em microscópio petrográfico, realizaram-se
verificações das amostras em Microscópio Eletrônico de Varredura (MEV) LEO 430i
com o auxílio de Espectroscopia por Dispersão de Energia de Raios-X (EDS) da
Oxford Instruments para análises semi-quantitativas. Para a realização das
análises, as amostras foram metalizadas com carbono. As análises foram realizadas
no Laboratório de Quantificação Mineral do Instituto de Geociências da Universidade
Estadual de Campinas.
4.3.3. Difração de Raio-X (DRX)
O método de DRX foi utilizado para complementar a análise mineralógica do
tonstein e fornecer dados semi-quantitativos das principais fases minerais presentes.
O estudo foi realizado no Laboratório de Difração de Raio-X do Instituto de
Geociências da Universidade Estadual de Campinas utilizando-se o difratômetro D2
Phaser Bruker, com radiação Kα e tubo de Cu, a uma voltagem de 30 Kv e uma
corrente de 10 mA, com o ângulo 2θ variando de 5-55°.
As amostras de tonstein CP1/677,678 e 679 foram separadas em topo, meio
e base, de modo que no total nove amostras foram analisadas. A separação da
camada de tonstein nessas três porções (topo, meio e base) teve como finalidade
analisar possíveis variações mineralógicas ao longo da espessura da camada, bem
como complementar os estudos petrográficos.
Antes da aplicação do método de DRX, as amostras foram britadas,
quarteadas e moídas em moinho planetário e de disco no Laboratório de
31
Geoquímica Analítica do Instituto de Geociências da Universidade Estadual de
Campinas. Após esse procedimento, aplicou-se primeiro o método do pó total,
seguido pela análise dos argilominerais em amostra orientada com secagem natural
e glicolada.
Os difratogramas gerados foram posteriormente tratados e interpretados
através do uso do software HighScore Plus da empresa PANalytical.
4.3.4. Fluorescência de Raio-X (FRX)
Dois tipos de análise por Fluorescência de Raio-X foram empregadas: (1)
análise geoquímica global das amostras, utilizando pastilhas prensadas e de vidro e
(2) análise geoquímica pontual da rocha, utilizando uma fonte de luz síncrotron. A
partir dos resultados obtidos nos métodos de petrografia e DRX notou-se que a
camada de tonstein é, de modo geral, homogênea. Logo, optou-se por analisar
geoquimicamente por pastilhas somente as amostras CP1/677-B e CP1/678-T e, por
luz síncrotron, a amostra CP1/677-T, por acreditar que estas representam
satisfatoriamente o conjunto de amostras coletadas e a camada de tonstein como
um todo.
A análise por luz síncrotron se deu no Laboratório Nacional de Luz Síncrotron
(LNLS) em Campinas, São Paulo, no qual devido a fonte de radiação utilizada foi
possível gerar imagens composicionais que correspondem a porções específicas da
amostra. Uma área da amostra CP1/677-T foi analisada utilizando um feixe de luz
branco e dois filtros de Al de 45 µm de espessura. Para a medida, a amostra foi
posicionada a 10 mm de distância do detector, utilizando-se um tempo de medida
igual a 5 segundos para cada ponto para mapear um retângulo de 2,2 mm no eixo X
e 0,9 mm no eixo Y, com um passo de 0,03 mm para os dois eixo (técnica de
mapeamento ponto a ponto). Os dados geoquímicos obtidos foram tratados e
convertidos em imagens RGB a partir do software livre PyMca.
Para a representação das imagens RGB, adotou-se o vermelho (R) para
quando o elemento é exibido sozinho. Quando mais de um elemento é
representado, nos locais em que ocorrem juntos, haverá sobreposição de cores,
gerando as colorações: ciano (B+G), amarelo (G+R), magenta (R+B) e branco
(R+G+B). Os locais que aparecem em preto são os locais que não registram a
presença de nenhum elemento considerado para gerar a imagem.
32
Já os dados de FRX por pastilhas foram produzidos no Laboratório de
Geoquímica Analítica do Instituto de Geociências da Universidade Estadual de
Campinas, em um espectrômetro PW 2404 (Philips, Holanda). Antes da análise o
material foi preparado passando por etapas de britagem, quarteamento, moagem,
em moinho planetário e de disco, e por fim calcinação em mufla a uma temperatura
de 1000°C para a determinação da quantidade de voláteis presentes por perda ao
fogo (PF).
Para a determinação dos elementos maiores e menores utilizou-se discos de
vidro preparados a partir de 1 g de amostra e 6 g de fundente 50/50. Já a
determinação de elementos traços ocorreu em pastilhas prensadas a partir de 1,5 g
de amostra e 6 g de cera. Para o controle de qualidade dos resultados analisou-se,
em paralelo, três materiais de referência: IPT-44 e IPT-35 que são materiais de
referência
nacional,
correspondentes
a
um
calcário
e
calcário
calcítico
respectivamente, e ML-2 que é um padrão de referência internacional, também
correspondente a um calcário.
4.4. Geocronologia da camada de tonstein
Todo o procedimento de preparação de amostras foi realizado no Laboratório
de Separação Mineral para Geocronologia no Instituto de Geociências da
Universidade Estadual de Campinas.
As amostras foram britadas, moídas e então peneiradas em peneiras de 60
(0,250 mm de abertura), 80 (0,180 mm) e 120 (0,125 mm) mesh, de forma que 4
frações foram obtidas. De cada uma dessas frações, os minerais pesados presentes
foram concentrados por bateamento (separação gravimétrica). O concentrado não
apresentou grãos magnéticos, sendo grãos de pirita os principais constituintes do
volume total obtido. Para facilitar a coleta e separação dos grãos de zircão realizouse um procedimento para a dissolução dos cristais de pirita. Ácido nítrico foi utilizado
para a oxidação do sulfeto, utilizando-se a proporção 1:1 (uma parte de ácido+uma
parte de água destilada). Primeiramente, o procedimento foi realizado a frio e,
quando a reação parou, utilizou-se a chapa quente para aumentar o potencial de
reação. A temperatura inicial foi de 130°C e foi sendo aumentada até 215°C.
Quando toda a reação de dissolução parou, o ácido foi retirado e o resíduo lavado
diversas vezes com água destilada.
33
Observou-se que os cristais de zircão encontravam-se sempre nas frações de
120 mesh e de fundo da peneira, de modo que estas foram as frações em que se
realizou a retirada dos grãos, os quais foram distribuídos em resina epoxy. Os
mounts foram polidos com pastas diamantadas, para se obter uma superfície lisa e
regular dos grãos, e enviados ao Laboratório de Geoquímica Isotópica do
Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro Preto, onde foram
realizadas as imagens de catodoluminescência, utilizando o equipamento SEM
JEOL JSM-6510LV, e as datações por U-Pb pelo método LA-ICP-MS. Utilizou-se o
espectrômetro de massa com ionização acoplada por plasma ThermoScientific
Neptune Plus MC-ICP-MS, acrescido de um sistema de ablação a laser G2 excimer,
spots de 20 µm e tempo de aquisição de cerca de 40 segundos (415 ciclos com
varreduras de ~0,1s cada).
Para correções do fracionamento de elementos induzido pelo laser e
correções de massa foi utilizado os padrões de referência BB (material de referência
primário), GJ-1 e PLES (materiais de referência secundário). Os dados brutos foram
processados e reduzidos usando uma planilha interna do Laboratório de Geoquímica
Isotópica de Ouro Preto modificada do trabalho de Gerdes & Zeh (2006). Correções
foram feitas para background, tendência instrumental de desvio de massa e chumbo
comum. As idades foram calculadas utilizando-se o programa Isoplot (Ludwig, 2012).
34
5. RESULTADOS
5.1. Caracterização da camada de tonstein
5.1.1. Trabalho de Campo
A camada pode ser observada por toda a extensão da frente de lavra da mina
e é facilmente reconhecível por apresentar uma coloração cinza claro que se
destaca das outras rochas, que são mais escuras devido ao alto conteúdo de
matéria orgânica (Figura 7a). Apresenta contatos abruptos com a camada de siltito
com a qual se intercala (Figura 7b). A menor espessura medida foi de 5 cm, medida
no Ponto 2, enquanto a máxima espessura foi de 25 cm, medida no Ponto 1. Essas
relações de campo descritas entre a camada estudada e as camadas vizinhas como,
continuidade lateral, contatos abruptos e espessuras uniformes são características
típicas de deposição por queda do material (air-fall) em um ambiente de baixa
energia, e apontam para um depósito de cinzas vulcânicas (Bohor & Triplehorn,
1993).
Figura 7 – Frente de lavra da mina PI-08. (a) A camada de tonstein se destaca dos litotipos adjacentes por
possuir uma coloração mais clara que o restante. (b) Os contatos com as camadas de siltito abaixo e
acima da camada de tonstein são abruptos. (c-e) Amostras de mão de tonstein, nas quais não é possível
distinguir nenhum mineral. (c) e (e) a rocha apresenta em algumas porções laminações descontínuas
(setas) de coloração mais escura do que a matriz. (d) escala em mm.
35
Em amostra de mão não é possível reconhecer praticamente nenhum grão
(Figura 7 c,d,e) devido ao alto grau de cimentação por carbonato de cálcio ocorrida
na diagênese, alguns grãos de calcita de maior granulometria podem ser
reconhecidos devido à sua clivagem. A presença de pirita pode ser constatada pelo
brilho dourado metálico que as amostras apresentam, apesar dos cristais não serem
visíveis a olho nu.
A rocha é em sua maioria maciça, apresentando em algumas porções
laminações descontínuas de coloração cinza escuro (Figura 7 c,e) que atribuem a
rocha uma textura de fiamme. De acordo com Bull & McPhie (2007), fiamme trata-se
de um termo descritivo para múltiplas lentes alinhadas e alongadas de mesma
textura e composição, que estão separadas de domínios de composição
mineralógica e textura diferentes. Deste modo, os autores sugerem o uso do termo
de forma descritiva e não genética, já que podem ocorrer tanto em fácies
vulcanoclásticas, quanto em partes coerentes de lava ou sucessões vulcânicas
subaéreas ou aquáticas.
5.1.2. Análise Mineralógica
A análise mineralógica por difração de raios-x em pó total (Figura 8a)
demonstrou que a camada de tonstein possui uma composição com baixa
diversidade de minerais: quartzo, calcita, caulinita e pirita.
Todos os difratogramas apresentam comportamento semelhante, com picos
de baixa intensidade na maioria dos ângulos 2θ e com a base mais alargada, devido
a sobreposição de pico dos minerais. A única exceção é o pico da calcita em
aproximadamente 2θ=30°, que é o pico mais intenso para esse mineral e que
apresenta uma base estreita, refletindo sua boa cristalização (Figura 8a,b,c).
Nas análises de amostra orientada não se observou o deslocamento de picos
entre a etapa de secagem natural (Figura 8b) e a etapa glicolada (Figura 8c), de
modo que a presença de argila 1:1 foi confirmada e atribuída a caulinita. No entanto,
mesmo após a concentração do argilomineral para a realização desta etapa do
experimento, a caulinita continuou apresentando picos pouco intensos e não muito
estreitos. Este comportamento é contrário ao que é comumente observado em
difratogramas deste tipo de rocha e o que evidencia a origem autigênica da caulinita.
36
Acredita-se que a baixa quantidade em que a caulinita está presente seja a principal
causa do comportamento observado.
37
a)
b)
c)
Figura 8 – Difratogramas para cada uma das amostras analisadas. Cada uma das amostras coletadas apresenta 3 difratogramas, que são referentes ao topo, meio
e base da camada. (a) Difratogramas de pó total. (b) Difratogramas das lâminas de amostras orientadas por secagem natural. (c) Difratogramas das lâminas
orientadas na etapa glicolada.
38
Grãos de quartzo, juntamente com os grãos de feldspato, biotita, ilmenita e
zircão constituem a restrita assembleia mineral primária e de origem vulcânica da
rocha. Já as fases minerais originadas durante a diagênese são calcita, caulinita e
pirita.
Os cristais de quartzo ocorrem em formas irregulares angulosas e na forma
de splinter (Figura 9a). Em alguns casos é possível verificar polimorfos de quartzo-β
em sua típica forma bipiramidal (Figura 9b). Grãos com bordas corroídas também
são comuns apresentando, em geral, formas mais arredondadas. Atribui-se essa
corrosão à fase diagenética de cimentação de carbonato, na qual o pH do meio
deveria ser muito alcalino para preservar intacto os cristais de quartzo.
Pedaços remanescentes de plagioclásios com composição de albita podem
ser facilmente reconhecidos pela macla polissintética que apresentam (Figura 9c).
Já os grãos de sanidina exibiram uma maior dificuldade para reconhecimento uma
vez que são grãos arredondados límpidos e que só se diferenciam dos grãos de
quartzo pela menor birrefringência. A distinção entre os dois minerais foi realizada
com maior segurança a partir de análise química do MEV com EDS acoplado.
Quando os grãos de feldspato não estão alterados observa-se em alguns casos a
corrosão das bordas, atribuindo formas mais arredondadas, em outros casos
algumas faces bem desenvolvidas evidenciam a forma euédrica original dos grãos.
Cristais de biotita são escassos nas seções delgadas. Apresentam-se como
cristais finos e alongados (Figura 9d e 9e). Puderam ser reconhecidos por sua alta
birrefringência. A ilmenita ocorre como mineral secundário na rocha, sendo seus
grãos reconhecidos somente através da análise de MEV.
Os grãos piroclásticos possuem granulometria que varia desde silte grosso
(0,062-0,031mm) até areia muito fina (0,125-0,062mm). Porém, como os grãos de
feldspato apresentam quase sempre algum tipo de alteração para algum mineral
secundário e vários grãos de quartzo apresentam dissolução das bordas, é difícil
estimar com precisão o tamanho original dos cristais. Os grãos de zircão (Figura 9f),
mais resistentes à diagênese, apresentaram um tamanho médio de grãos igual a
0,085 mm, de modo que o intervalo granulométrico atribuído parece razoável.
Porém, vale lembrar que zircão é um mineral mais denso que quartzo e feldspato, de
modo que para ser transportado em suspensão juntamente com esses minerais
provavelmente deveria possuir um tamanho menor. Sendo assim é provável que os
39
grãos de quartzo e feldspato pudessem muito bem ter originalmente uma
granulometria maior do que a descrita.
Figura 9 – Fotomicrografias da camada de tonstein, nicóis cruzados. (a) Grãos de quartzo angulosos/
splinters, CP1/679-T (b) Polimorfo de quartzo-β com borda corroída, CP1/677-B (c) Grão de plagioclásio
com bordas corroídas em matriz calcítica, CP1/678-T (d) Grão fino e alongado de biotita, CP1/677-T (e)
Alteração do grão de biotita para caulinita, CP1/677-T (f) Grão de zircão, CP1/677-B.
40
A calcita é o principal mineral constituinte da camada de rocha e ocorre de
três formas: 1) como micrita; 2) na forma microcristalina; 3) na forma de cristais bem
maiores (Figura 10a), encontrados geralmente como pseudomorfos de feldspatos ou
preenchendo vênulas e outros espaços vazios, como amígdalas (Figura 10c). Muitas
vezes esses grãos são tão bem desenvolvidos que maclas e clivagens são visíveis.
No entanto, a calcita micrítica e microcistalina são as duas formas de ocorrência
predominante.
Intercaladas na matriz carbonática observa-se laminações irregulares e
descontínuas formadas por porções mais argilosas. Em algumas situações essas
porções argilosas não chegam de fato a constituir lâminas, mas estão distribuídas
em padrões aleatórios que remetem a distribuição das porosidades do tipo vugular e
canal
em
carbonatos.
São
nessas
porções
que
estão
concentrados,
predominantemente, os minerais primários (Figura 10b). A caulinita vermiforme
também está presente (Figura 10c), evidenciando a formação diagenética e a
carcterística in situ do mineral. Em alguns casos é possível observar o processo de
formação de caulinita vermiforme a partir de um mineral de alta birrefringência que,
em análise no MEV, demonstrou ser biotita (Figura 9e).
Muitos cristais de pirita ocorrem de modo disseminado na camada, tanto nas
porções argilosas quanto nas porções carbonáticas, e em análise no MEV nota-se
que os cristais exibem hábito cúbico e formam aglomerados de pirita framboidal.
Há ainda a presença de um material opaco, pouco abundante, de forma
alongada, coloração preta a castanho avermelhada. Esse material assemelha-se a
fitodetritos de lenhos que são amplamente observados em estudos com lâminas
orgânicas
(palinológicos,
palinofácies).
Muitos
apresentam
preservados
bioestruturas perfuradas (Figura 10d), o que contribuí ainda mais para a
identificação do material como um fitoclasto. Outros, no entanto, assemelham-se
com pedaços de cutículas, sem nenhuma estrutura preservada (Figura 10e), com
tamanhos e formas angulares diversos e um pouco mais translúcidos que os
espécimes bioestruturados. Esses fitoclastos, no entanto, exibem uma má
preservação, estando muito fraturados e com as bordas corroídas. Percebe-se
também uma associação entre esses traqueídeos e os cristais de pirita, que estão
crescendo sobre esses restos orgânicos e formando laminações de sulfeto (Figura
10f).
41
Textura pseudomórfica foi a única textura identificada e pode ser constatada
na caulinita e na calcita que substituem os cristais de feldspato e na caulinita que
substitui a biotita.
Figura 10 - Fotomicrografias da camada de tonstein, nicóis cruzados. (a) Cristais bem formados de
calcita, CP1/678-B (b) Laminação de argila distribuída em uma matriz calcítica, onde se concentram os
minerais de origem primária, CP1/678-B (c) Caulinita vermiforme e amígdala (seta) preenchida por calcita,
CP1/678-B (d) Fitodetrito com bioestruturas de perfuração (seta), CP1/677-M (e) Matéria orgânica sem
estrutura preservada em matriz calcítica, luz natural, CP1/677-B (f) Imagem de MEV dos fitodetritos
bioestruturado (destaque em vermelho) sobre os quais crescem cristais de pirita (porções brancas),
CP1/678-B.
42
5.1.3. Análise Geoquímica
A característica mais notável da análise química por pastilhas (Tabela 2) são
os altos valores de perda ao fogo que para a amostra CP1/678-T chega a mais de
30%. Para essa mesma amostra a quantidade de Ca igual a 48% também merece
destaque. Já a amostra CP1/677-B, apresenta maiores valores para Si (39%) e Al
(11%) e menor valor de Ca (17%) e perda ao fogo em comparação a amostra
anterior. Os valores para S (8%) e Fe (8%) também são mais altos do que na outra
amostra. De modo geral, pode-se dizer que a quantidade de cada elemento nas
duas amostras analisadas tem um comportamento inverso: os elementos que
possuem
maior
concentração
na
amostra
CP1/678-T
apresentam
menor
concentração na amostra CP1/677-B.
A análise química de FRX usando luz síncrotron foi uma análise qualitativa e
não quantitativa, na qual é possível observar como é a distribuição dos elementos
em determinada porção da rocha. Desta forma, obtém-se uma análise química
pontual da amostra ao invés de uma composição global como se obteve através da
análise por pastilhas prensadas e de vidro. Porém, como a luz síncrotron é uma
radiação mais brilhante, com potencial de penetração na amostra e sensibilidade
química bem maior que a radiação gerada em aparelhos convencionais, foi possível
detectar uma quantidade maior de elementos do que na análise de FRX
convencional de bancada, provavelmente por que os novos elementos identificados
devem estar presentes em concentrações mais baixas que o limite de detecção do
espectrômetro utilizado nas análises das pastilhas. A análise no local escolhido na
amostra CP1/677-T revelou a presença de: Al, Ar, As, Ca, Co, Cr, Cu, Fe, Ga, K, Mn,
Ni, S, Si, Sr, Ti, V e Zn (Figura 11).
Tabela 2 – Análise geoquímica de elementos maiores, menores e traços por FRX para as amostras
selecionadas de tonstein.
CP1/677-B
CP1/678-T
Concentração (%)
Concentração (%)
SiO2
39,38
CaO
16,66
SiO2
5,41
CaO
48,15
TiO2
0,449
Na2O
1,05
TiO2
0,046
Na2O
0,17
Al2O3
Fe2O3
MnO
MgO
11,22
K2O
SO3
1,63
Al2O3
Fe2O3
MnO
MgO
1,66
K2O
SO3
0,17
7,87
0,246
P.F.(1000oC)
8,34
12,12
0,80
Sr (µg g –1)
227
2,53
0,973
P.F.(1000oC)
3,47
36,82
0,49
Sr (µg g –1)
394
43
Figura 11 – Mapas geoquímicos de distribuição pontual na amostra CP1/677-T de elementos obtidos em
análise de FRX por luz síncrotron.
44
5.2. Conteúdo palinológico da sequência sedimentar estudada
Tanto a camada de siltito (Nível 4) sobrejacente aos níveis de carvão quanto
a camada de tonstein (Nível 5), entre os dois siltitos amostrados, são níveis estéreis
em palinomorfos. O único conteúdo orgânico presente é matéria orgânica amorfa e
diminutos pedaços de cutícula, ambos em baixas quantidades nas amostras.
Para os demais níveis, foi registrado um total de 15 gêneros de esporos
referentes a 21 espécies, bem como 13 gêneros de polens e 23 espécies. Além de 3
gêneros de algas, 1 de fungo e espécimes de acritarcas não identificados. Devido a
esterilidade do siltito referente ao Nível 4, desta seção em diante toda vez que nos
referirmos a “siltito”, sem especificação do nível estratigráfico, deve-se entender de
que se trata do siltito referente ao Nível 6, no topo da sequência sedimentar.
Os esporos encontrados retratam uma microflora de afinidade botânica com
Equisetopsida
(Calamospora,
(Converrucosisporites,
Granulatisporites,
Laevigatosporites),
Verrucosisporites,
Horriditriletes,
Brevitriletes,
Leiotriletes,
Lophotriletes,
Polypodiopsida
Cyclogranisporites,
Punctatisporites),
Lycopsida (Cristatisporites, Lundbladispora, Vallatisporites) e Psomospora. Já os
grãos de polens refletem uma paleoflora de afinidade com Gimnospermas,
representada
por
Limitisporites,
Pinales/Cordaitales
Caheniasaccites,
(Potonieisporites,
Vittatina),
Cannanoropollis,
Cycadales
(Cycadopites),
Glossopteridales (Alisporites, Protohaploxypinus, Illinites) e Striomonosaccites,
Scheuringipollenites, Colpisaccites e Pakhapites.
Quando a distribuição das espécies por nível (Figura 12) é avaliada percebese uma grande diferença entre o conteúdo palinológico contido nos 3 níveis de
carvão em relação ao conteúdo presente no nível de siltito. Nos carvões a
assembleia florística é dominada por esporos, que perfazem 63% do conjunto
palinológico na base do carvão, 83% no meio do carvão e cerca de 71% no topo da
camada de carvão. Os esporos predominantes são do tipo trilete acavados Laevigati
(Leiotriletes, Punctatisporites) e Apiculati (Cyclogranisporites, Granulatisporites). Os
grãos de pólen representam somente 6%, 3% e 8%, respectivamente, da
assembleia
que
(Limitisporites,
é
predominada
Alisporites)
e
por morfotipos
monocolpados
bissacados
(Cycadopites).
não
teniados
Alguns
taxa
desaparecem no nível estratigráfico de siltito, como Psomospora detecta,
45
Calamospora
sp.,
Granulatisporites
Laevigatosporites plicatus e Lophotriletes.
angularis,
Horriditriletes
ramosus,
46
Figura 12 – Frequência relativa das espécies de palinomorfos encontradas para a sequência sedimentar estudada.
47
Já no nível de siltito existe um claro predomínio dos polens sobre os esporos,
contribuindo com 50% da assembleia, dos quais as formas monossacadas
(Caheniasaccites) e monocolpadas (Cycadopites) são as principais. Além disso, a
abundância de taxa polínicos na camada é maior, e registra o surgimento dos taxa
Illinites unicus, Striomonosaccites, Caheniasaccites, Cannanoropollis, Limitisporites
delasaucei, Pakhapites ovatus e Vittatina. Enquanto que os esporos representam
43%
da
assembleia,
sendo
os
esporos
cingulizonados
Cristatisporites,
Lundbladispora os predominantes que, juntamente com a terceira espécie
cingulizonada identificada, Vallatisporites, não ocorrem nos níveis estratigráficos
abaixo.
Algas estão presentes tanto na camada de carvão (em média 3%) quanto na
de siltito (1,5%) em baixas quantidades, mas com os leitos de carvão apresentando
prticamente o dobro da quantidade encontrada nos siltitos. Observa-se também uma
diminuição na quantidade de esporos de fungos no nível de siltito (1,7%) em relação
ao carvão (média de 8,2%).
Além dos palinomorfos, nas lâminas de carvão estão presentes fitoclastos
opacos e não-opacos, bioestruturados ou não. Já na camada de siltito, os fitoclastos
opacos e bioestruturados desaparecem, ocorrendo somente fragmentos de cutículas
sem as células da epiderme preservada.
A listagem de espécies é apresentada nos tópicos seguintes e está separada
por litotipo e por espécies que ocorrem em comum entre os dois níveis estudados.
As ilustrações de cada taxa podem ser observadas nas figuras 13, 14 e 15. O
sistema de classificação utilizado está de acordo com o esquema proposto por
Potonié & Kremp (1954), modificado e complementado posteriormente por outros
autores.
5.2.1. Conjunto Palinológico do Carvão
Anteturma PROXIMEGERMINANTES Potonié 1970
Turma TRILETES (Reinsch) Dettmann 1963
Suprasubturma ACAVATITRILETES Dettmann 1963
Infraturma LAEVIGATI (Bennie & Kidston) Potonié 1956
Calamospora sp.
Infraturma APICULATI (Bennie & Kidston) Potonié 1956
48
Subinfraturma GRANULATI Dybová & Jachowicz 1957
Granulatisporites angularis Staplin 1960
Subinfraturma NODATI Dybová & Jachowicz 1957
Lophotriletes pseudaculeatus Potonié & Kremp 1955
Lophotriletes sp.
Subinfraturma BACULATI Dybová & Jachowicz 1957
Horriditriletes ramosus (Balme e Hennelly) Bharadwaj e Salujha 1964
Turma MONOLETES Ibrahim 1933
Supraturma ACAVATOMONOLETES Dettmann1963
Subturma AZONOMONOLETES Lüber 1935
Infraturma LAEVIGATOMONOLETI Dybová & Jachowicz 1957
Laevigatosporites plicatus Kar 1968
Turma HILATES Dettmann 1963
Psomospora detecta Playford and Helby 1968
Anteturma VARIEGERMINANTES Potonié 1970
Turma SACCITES Erdtmann 1947
Subturma DISACCITES Cookson 1947
Infraturma DISACCIATRILETI (Leschik) Potonié 1958
aff. Alisporites sp.
Infraturma DISACCITRILETI Leschik 1956
Colpisaccites granulosus
Limitisporites sp. 2
ALGAE
Divisão CHLOROPHYTA Pascher 1914
Classe ZYGNEMAPHYCEAE Round 1971
Ordem ZYGNEMATALES Borge 1931
Família ZYGNEMATACEAE (Meneghini) Kützing 1898
Tetraporina punctacta (Tiwari & Navale) Kar & Bose 1976
5.2.2. Conjunto Palinológico do Siltito
Anteturma PROXIMEGERMINANTES Potonié 1970
Turma TRILETES (Reinsch) Dettmann 1963
Suprasubturma LAMINATITRILETES Smith & Butterworth 1967
49
Subturma LAMINATRILETES Smith & Butterworth 1967
Infraturma CINGULICAVATI Smith & Butterworth 1967 36
Cristatisporites lestai Archangelsky & Gamerro 1979
Lundbladispora braziliensis (Marques-Toigo e Pons) Marques-Toigo e Picarelli
1984
Lundbladispora iphilegna Foster 1979
Lundbladispora riobonitensis Marques-Toigo e Picarelli 1984
Vallatisporites arcuatus (Marques-Toigo) Archangelsky & Gamerro 1979
Anteturma VARIEGERMINANTES Potonié 1970
Turma SACCITES Erdtmann 1947
Subturma MONOSACCITES (Chitaley) Potonié & Kremp 1954
Infraturma DIPOLSACCITI (Hart) Dibner 1971
Subinfraturma APERTACORPINI Dibner 1971
Cannanoropolis diffusus (Tiwari) Dias-Fabrício 1981
Cannanoropollis perfectus (Bose & Maheshwari) Dias-Fabrício 1981
Cannanoropollis cf. C. janakii Potonié & Sah 1960
Infraturma VESICULOMONORADITI Pant 1954
Caheniasaccites elongatus Bose e Kar 1966
Caheniasaccites flavatus (Bose & Kar) Azcuy & di Pasquo 2000
Caheniasaccites ovatus (Bose & Kar) Archangelsky & Gamerro 1979
Infraturma STRIASACCITI Bharadwaj 1962
Striomonosaccites sp.
Infraturma DISACCITRILETI Leschik 1956
Limitisporites sp. 1
Subturma POLYSACCITES Cookson 1947
Infraturma STRIATITI Pant 1954
llinites unicus (Kosanke) Jansonius e Hills 1976
Protohaploxypinus goraiensis (Potonié & Lele) Hart 1964
Protohaploxypinus sp.
Turma PLICATES (Naumova) Potonié 1960
Subtuma COSTATES Potonié 1970
Infraturma COSTATI Jansonius 1962
Vittatina corrugata Marques-Toigo 1974
50
Vittatina costabilis Wilson 1962
Vittatina subsaccata Samoilovich 1953
Subturma PRAECOLPATES Potonié & Kremp 1954
Infraturma PRAECOLPATI Potonié & Kremp 1954
Pakhapites ovatus (Bose e Kar) Playford e Dino 2000
5.2.3. Conjunto Palinológico Comum ao Siltito e Carvão
Anteturma PROXIMEGERMINANTES Potonié 1970
Turma TRILETES (Reinsch) Dettmann 1963
Suprasubturma ACAVATITRILETES Dettmann 1963
Infraturma LAEVIGATI (Bennie & Kidston) Potonié 1956
Calamospora hartungiana Schopf in Schopf, Wilson & Bentall 1944
Calamospora plicata (Luber e Valts) Hart 1965
Leiotriletes virkkii Tiwari 1965
Punctatisporites gretensis forma minor Hart 1965
Infraturma APICULATI (Bennie & Kidston) Potonié 1956
Subinfraturma GRANULATI Dybová & Jachowicz 1957
Cyclogranispotites parvigranulosus (Leschik) Ybert 1975
Subinfraturma NODATI Dybová & Jachowicz 1957
Brevitriletes levis (Balme and Hennelly) Bharadwaj and Srivastava,1969
Subinfraturma VERRUCATI Dybová & Jachowicz 1957
Converrucosisporites confluens (Archangelsky e Gamerro) Playford e Dino
2002
Verrucosisporites sp.
Turma MONOLETES Ibrahim 1933
Supraturma ACAVATOMONOLETES Dettmann1963
Subturma AZONOMONOLETES Lüber 1935
Infraturma LAEVIGATOMONOLETI Dybová & Jachowicz 1957
Laevigatosporites vulgaris (Ibrahim) Alpern & Doubinger 1973
Anteturma VARIEGERMINANTES Potonié 1970
Turma SACCITES Erdtmann 1947
Subturma DISACCITES Cookson 1947
Infraturma DISACCIATRILETI (Leschik) Potonié 1958
51
Scheuringippolenites medius (Burjack) Dias-Fabrício 1981
Infraturma DISACCITRILETI Leschik 1956
Limitisporites delasaucei (Potonié & Klaus) Schaarshmidt 1963
Limitisporites sp.3
Turma MONOCOLPATI Iverson & Troels-Smith 1950
Subturma MONOCOLPATES Iversen & Tröels-Smith 1950
Cycadopites sp.
ALGAE
Divisão CHLOROPHYTA Pascher 1914
Classe ZYGNEMAPHYCEAE Round 1971
Ordem ZYGNEMATALES Borge 1931
Família ZYGNEMATACEAE (Meneghini) Kützing 1898
Brazilea scissa (Balme e Hennelly) Foster 1975
Brazilea sp. 1 Playford & Dino 2000
Classe PRASINOPHYCEAE
Navifusa variabilis Gutiérrez & Limarino 2001
FUNGI
Portalites gondwanensis Nahuys, Alpern & Ybert 1968
____________________________
Figura 13 – Palinomorfos encontrados no siltito e carvão da mina PI-08. (a) Calamospora hartungiana
CP5/136-2, EF M42-3 (b) Calamospora plicata CP5/136-3, EF U46 (c) Calamospora sp. CP5/133-1, EF W33-3
(d) Leiotriletes virkii CP5/134-3, EF O36 (e) Punctatisporites gretensis CP5/134-1, EF O41-1 (f)
Cyclogranisporites parvigranulosus CP5/133-1, EF Y32-2 (g) Granulatisporites angularis CP5/134-3, EF
S47-2 (h) Brevitriletes levis CP5/132-3, EF L35-3 (i) Lophotriletes pseudaculeatus CP5/132-2, EF M47 (j)
Lophotriletes sp. CP5/134-1, EF O46-4 (k) Horriditriletes ramosus CP5/134-1, EF X31-2 (l)
Converrucosisporites confluens CP5/128-1, EF K39 (m) Verrucosisporites sp. CP5/134-3, EF S36 (n)
Cristatisporites lestai CP5/136-3, EF P41-3 (o) Lundbladispora braziliensis CP5/136-1, EF K31-4 (p)
Lundbladispora iphilegna CP5/136-2, EF R49 (q) Lundbladispora riobonitensis CP5/136-3, EF O43-1
52
(r) Vallatisporites arcuatus CP5/136-3, EF N40 (s) Laevigatosporites plicatus CP5/133-1, EF Y45 (t)
Laevigatosporites vulgaris CP5/133-1, EF Y40-2 (u) Psomospora detecta CP5/128-1, EF Q37-1 (v)
Cannanoropollis diffusus CP5/136-3, EF S37-1 (w) Cannanoropollis perfectus CP5/136-2, EF S49. Barra de
escala de 20 µm. EF= England Finder.
53
Figura 14 - Palinomorfos encontrados no siltito e carvão da mina PI-08. (a) Cannanoropollis cf. C. janakii
CP5/136-3, EF L32-4 (b) Caheniasaccites elongatus CP5/131-1, EF X42-2 (c) Caheniasaccites flavatus
CP5/131-3, EF K44 (d) Caheniasaccites ovatus CP5/132-2, EF Q47-1 (e) Potonieisporites sp. CP5/136-3, EF
Q25 (f) Sriomonosaccites sp. CP5/131-1, EF M44-2 (g) aff. Alisporites sp. CP5/132-3, EF R49 (h)
Scheuringipollenites medius CP5/131-3, EF E22-1 (i) Colpisaccites granulosus CP5/132-3, EF Q34 (j)
Limitisporites delasaucei CP5/128-1, EF R35-4 (k) Limitisporites sp. 1 CP5/131-3, EF G43-1 (l)
Limitisporites sp. 2 CP5/128-1, EF Q31-4 (m) Limitisporites sp. 3 CP5/131-3, EF P33-1 (n) Illinites unicus
CP5/136-3, EF P30-1 (o) Protohaploxypinus goraiensis CP5/136-4, EF T29 (p) Protohaploxypinus sp.
CP5/131-3, EF X24-3. Barra de escala de 20 µm. EF= England Finder.
54
Figura 15 - Palinomorfos encontrados no siltito e carvão da mina PI-08. (a) Vittatina corrugata CP5/131-2,
EF T39-3 (b) Vittatina costabilis CP5/131-3, EF N37-4 (c) Vittatina subsaccata CP5/136-3, EF N31-1 (d)
Cycadopites sp. CP5/131-3, EF G32-2 (e) Pakhapites ovatus CP5/136-1, EF H32-2 (f) Brazilea scissa
CP5/132-4, EF P25 (g) Brazilea sp.1 Palyford & Dino 2000 CP5/131-3, EF O39-4 (h) Cycadopites sp.
CP5/134-3, EF S36-2 (i) Tetraporina punctata CP5/132-2, EF L33 (j) Navifusa sp. CP5/132-3, EF L42-2 (k)
Portalites gondwanensis CP5/128-1, EF P39-3 (l) Esporo de fungo indeterminado CP5/132-4, EF M43-1 (m)
Esporo de fungo indeterminado CP5/132-2, EF Q31-2. Barra de escala de 20 µm. EF= England Finder.
55
5.3. Geocronologia
Os grãos selecionados para a análise isotópica encontram-se em um intervalo
de tamanho de 50-130 µm, com uma média de 85 µm. Duas populações de zircões
com morfologias ligeiramente diferentes foram registradas. A primeira população
compreende a maior parte dos grãos e apresenta uma razão comprimento-largura
de 2:1. São euédricos e no geral tendem a ter as terminações mais arredondadas,
mas podendo apresentar, com menor frequência, terminações piramidais, além de
zonas oscilatórias típicas de zircões ígneos (Corfu et al., 2003).
A segunda população apresenta uma proporção comprimento-largura de 3:1,
são prismáticos, de faces bem formadas, alongados e com terminações piramidais
ou retas e, da mesma forma que a primeira população, apresentam também zonas
oscilatórias. Os grãos das duas populações são incolores e cristalinos, sem fraturas
e com raríssimas inclusões (Figura 16). A concentração média de U nos grãos é de
567 ppm e a média da razão Th/U é de 1,2.
Dos grãos de zircão coletados 26 foram analisados, dos quais 7 forneceram
uma idade média concordante
206
Pb/238U igual a 343±3,6 Ma (MSWD = 2,0), com um
intervalo de confiança de 95% (Figura 17), a qual foi interpretada como a idade de
cristalização e deposição. Grãos de zircão mais antigos foram datados com idades
variando desde o Paleozoico Inferior até o Pré-Cambriano. Os dados isotópicos
obtidos podem ser observados na Tabela 3.
56
Figura 16 – Imagens de catodoluminescência dos grãos de zircão datados
Figura 17 – Diagrama de concórdia com a idade U-Pb obtida para zircões do tonstein de Figueira pelo
método LA-ICP-MS
57
Tabela 3 – Dados isotópicos obtidos por LA-ICP-MS em zircões da camada de tonstein
Razões isotópicas
206
Spot
U (ppm)
Th (ppm)
Th/U
Pb/
204
Pb
207
Pb/
Pb
206
2σ
(%)
207
Pb/235U
2σ
(%)
206
Pb/238U
Idades
207
2σ
(%)
Rho
Pb/
Pb
206
2σ
206
Pb/238U
2σ
207
Pb/235U
2σ
% conc¹
5.sSMPABC013
63.808
177.573
2.783
53672.460
0.174
1.032
12.271
2.070
0.510
1.794
0.867
2600.610
17.200
2657.632
38.522
2625.383
19.581
100.023
5.sSMPABC028
118.471
124.948
1.055
200.063
0.074
1.008
1.872
1.975
0.182
1.698
0.860
1052.686
20.313
1080.559
16.551
1071.361
13.038
100.073
5.sSMPABC029
90.892
118.887
1.308
169.122
0.074
1.088
1.873
2.084
0.182
1.778
0.853
1053.962
21.912
1080.279
17.319
1071.594
13.763
100.025
5.sSMPABC030
563.088
978.842
1.738
474.636
0.074
0.974
1.869
1.990
0.182
1.736
0.872
1052.871
19.616
1078.768
16.890
1070.230
13.130
100.013
5.sSMPABC035
195.413
162.049
0.829
22081.670
0.072
1.075
1.649
2.082
0.167
1.784
0.857
976.016
21.905
994.840
16.100
988.985
13.115
99.848
5.sSMPABC033
388.067
905.879
2.334
326.479
0.068
1.040
1.411
2.076
0.150
1.796
0.865
880.284
21.513
899.225
14.758
893.766
12.277
99.917
5.sSMPABC019
2597.298
15.759
0.006
34.901
0.063
1.825
1.128
2.577
0.131
1.819
0.706
692.666
38.903
792.350
13.271
766.701
13.792
102.711
5.sSMPABC050
223.159
194.045
0.870
16414.217
0.064
1.122
1.073
2.088
0.121
1.761
0.843
747.897
23.700
737.709
12.003
740.238
10.893
99.057
5.sSMPABC052
335.137
242.647
0.724
2267.569
0.063
1.028
0.987
1.990
0.113
1.705
0.856
716.647
21.825
691.224
10.925
697.232
9.957
98.566
5.sSMPABC034
328.040
198.454
0.605
19550.882
0.061
1.039
0.869
2.058
0.104
1.776
0.863
626.489
22.394
637.754
10.545
635.280
9.629
99.851
5.sSMPABC01811.73372
2152.866
20.061
0.009
260.967
0.055
0.958
0.725
1.903
0.096
1.645
0.864
394.604
21.475
593.075
9.106
553.645
8.031
106.615
5.sSMPABC047
192.424
95.901
0.498
10343.795
0.060
1.173
0.784
2.120
0.095
1.766
0.833
591.629
25.435
586.917
9.681
587.886
9.367
99.331
5.sSMPABC039
121.832
163.465
1.342
138.405
0.059
1.258
0.779
2.145
0.095
1.737
0.810
583.304
27.322
585.286
9.496
584.880
9.440
99.567
5.sSMPABC037
126.586
241.821
1.910
6592.265
0.059
1.117
0.760
2.067
0.093
1.739
0.841
570.045
24.309
574.826
9.344
573.862
8.965
99.672
5.sSMPABC038
181.944
376.533
2.070
9265.416
0.059
1.053
0.743
1.985
0.092
1.682
0.848
562.662
22.942
564.470
8.884
564.110
8.497
99.575
5.sSMPABC036
92.768
129.524
1.396
4714.294
0.059
1.174
0.741
2.107
0.091
1.750
0.830
558.586
25.597
564.348
9.240
563.205
9.014
99.715
5.sSMPABC020
3729.830
58.608
0.016
128.863
0.057
1.024
0.631
1.943
0.081
1.652
0.850
474.574
22.640
501.186
7.779
496.433
7.536
100.514
5.sSMPABC053
125.975
98.069
0.778
5560.811
0.058
1.237
0.644
2.134
0.080
1.739
0.815
536.923
27.076
497.696
8.136
504.764
8.390
98.159
5.sSMPABC049
130.937
116.437
0.889
122.847
0.057
1.447
0.602
2.367
0.077
1.873
0.791
489.714
31.924
476.349
8.402
478.654
8.928
99.093
5.sSMPABC054
247.713
246.262
0.994
6797.417
0.054
1.253
0.400
2.164
0.054
1.764
0.815
381.442
28.177
336.092
5.639
341.883
6.185
97.990
5.sSMPABC051
595.269
274.379
0.461
122.806
0.054
1.046
0.415
1.996
0.056
1.700
0.852
376.709
23.535
349.078
5.640
352.713
5.857
98.643
5.sSMPABC048
584.381
266.350
0.456
16351.125
0.054
0.969
0.408
1.902
0.055
1.637
0.860
356.387
21.884
346.257
5.386
347.574
5.511
99.297
5.sSMPABC040
527.302
254.975
0.484
320.576
0.053
1.014
0.399
1.951
0.054
1.667
0.854
344.991
22.940
340.424
5.395
341.008
5.562
99.510
5.sSMPABC032
468.563
131.118
0.280
220.647
0.053
1.035
0.398
1.989
0.054
1.698
0.854
333.926
23.471
341.491
5.512
340.523
5.663
99.964
5.sSMPABC031
463.410
129.317
0.279
12685.428
0.053
1.017
0.399
1.943
0.055
1.656
0.852
333.926
23.044
342.243
5.389
341.178
5.543
99.992
5.sSMPABC027
106.666
663.999
6.225
2917.087
0.053
1.304
0.399
2.194
0.055
1.764
0.804
324.939
29.610
343.247
5.756
340.902
6.255
100.367
¹ Concordância calculada como (206Pb-238U idade/207Pb-206Pb idade)*100
58
6. DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
6.1. O tonstein de Figueira (PR)
6.1.1. Aspectos mineralógicos
As ocorrências de tonstein são caracterizadas pela presença de duas
assembleias minerais de origem diferente: a primária, que evidencia sua origem
vulcânica, e a secundária, dominada pela caulinita, que é formada no local de
deposição das cinzas. Assim observam-se normalmente, por petrografia, os cristais
primários distribuídos em uma matriz caulinítica. No entanto, não é isso o que se
observa no tonstein de Figueira.
A característica mais marcante da camada é a quantidade de carbonato de
cálcio que está presente. O carbonato é uma fase secundária na rocha e isso pode
ser concluído por sua relação com os outros minerais. A calcita é encontrada
substituindo feldspatos, biotitas e até mesmo a caulinita autigênica. A fase
diagenética responsável pela deposição do cimento carbonático na rocha parece ter
sido tão intensa que até mesmo os cristais de quartzo apresentam as bordas
corroídas. Evidência de que o pH no momento de deposição deveria ser próximo ou
igual a 9, valor acima do qual a sílica torna-se solúvel no meio (Trewin & Fayers,
2005).
No tonstein estudado, a pouca matriz caulinítica encontra-se aleatoriamente
distribuída na massa de carbonato de cálcio. Essas porções argilosas disseminadas
são consideradas aqui porções remanescentes. Ou seja, porções que prevaleceram
sobre a intensa fase diagenética de cimentação do carbonato e por isso apresentam
padrões tão irregulares como os descritos. Definiu-se a caulinita como sendo a
primeira fase diagenética a se formar. No entanto, caulinita no formato vermiforme,
que evidencia sua formação in situ, é escassa. Aparece subordinada à caulinita na
forma microcristalina, de modo que é provável que a cimentação de carbonato,
correspondente à segunda fase diagenética, tenha ocorrido logo após o início da
diagênese que originou o argilomineral, não tendo espaço então para desenvolver
formas vermiformes maiores.
A análise das lâminas delgadas no MEV com o auxílio do EDS revelou que
em muitas porções da matriz caulinítica a composição ainda se assemelha a de um
feldspato, pois apontando os elementos K, Na, Al, Si e O. Em outras porções o EDS
revela composições semelhantes a de biotita, com os elementos K, Fe, Mg, Ti, Al, Si
59
e O, uma demonstração de que a caulinita foi originada a partir da alteração desses
minerais primários.
6.1.2. Aspectos geoquímicos
As análises químicas por FRX também evidenciam o padrão aleatório de
distribuição dos remanescentes de matriz caulinítica na camada. A amostra
CP1/678-T apresentou elevado valor para a perda ao fogo e altas porcentagens de
Ca. Isso indica uma maior concentração de carbonato nessa porção da rocha, em
detrimento da quantidade de argila. Tal conclusão é condizente com os baixos
valores de Si e Al para essa amostra. Já na outra amostra, a CP1/677-B, os valores
de Si e Al juntos superam a quantidade de Ca presente. O fato do valor da perda ao
fogo nessa amostra ser bem mais baixo que o da anterior também evidencia uma
menor quantidade de carbonato presente. Além disso, os valores de S e Fe mostram
uma maior concentração de pirita na base da camada, o que é confirmado pelas
análises petrográficas e também nas amostras de mão.
As
duas
amostras
escolhidas
para
a
análise
foram
consideradas
representativas do conjunto de nove amostras que se tinha no total. Pelos resultados
dos difratogramas e petrografia, percebeu-se que a amostra CP1/678-T era muito
semelhante a todas as outras amostras analisadas, sendo a única exceção a
amostra CP1/677-B. Como então as amostras de tonstein foram separadas em topo,
meio e base, de forma a registrar qualquer mudança composicional ao longo da
espessura da camada e de continuidade lateral, e a maioria das amostras se
parecem composicionalmente a CP1/678-T, pode-se novamente afirmar que a
cimentação carbonática é a fase dominante.
Como a amostra CP1/677-B é uma porção mais basal da camada, é possível
que tenha ficado menos vulnerável à entrada do carbonato durante a diagênese. E
assim tenha preservado melhor a porção argilosa, registrando melhor a primeira fase
diagenética. Porém, como as outras amostras basais, CP1/678-B e CP1/679-B, não
apresentam o mesmo comportamento, mas ao contrário, são semelhantes a amostra
CP1/678-T, conclui-se que porções predominantemente argilosas ocorrem de forma
localizada na camada.
Nota-se na análise química por luz síncrotron a presença de alguns
elementos que não foram detectados pela análise em pastilhas, como o Ni, Co, Cu
60
(Figura 11). Quando esses elementos são mostrados nas imagens em RGB,
juntamente com Fe e S, que são aqui considerados como sendo indicativos de pirita
(FeS2) (Figura 18a), constata-se que todos os elementos ocorrem no mesmo local
(aparecem em branco na imagem) (Figura 18b). Provavelmente formam fases como
arsenopirita (FeAsS), calcopirita (CuFeS2) e pirrotita, que pode incorporar os
elementos Co e Ni em sua estrutura. Já o Ar é um gás que está presente
normalmente na atmosfera. Como a análise ocorre em contato com a atmosfera a
presença deste gás é esperada, não estando, portanto, relacionado a amostra.
a)
b)
c)
Figura 18 - Mapas geoquímicos de distribuição pontual na amostra CP1/677-T de elementos obtidos em
análise por FRX por luz síncrotron. (a) Combinação dos elementos S (cor R) e Fe (cor G) em amarelo,
interpretados como pirita (FeS2). (b) Combinação de Ni (cor R), Co (cor G) e Cu (cor B) em branco,
ocupando o mesmo lugar que a pirita em (a). (c) Combinação do elemento Mn (cor R) e Ca (cor G) em
amerelo, indicando que ocorrem associados na rocha.
O elemento Mn parece ocorrer sempre associado ao Ca (Figura 18c),
provavelmente devido a substituições de Ca2+ por Mn2+ nos cristais de calcita. De
acordo com Pires & Teixeira (1991), o elemento V (Figura 11) é comumente
associado a argilominerais e a fração orgânica em carvões, assim como os
elementos Cr e Zn (Figura 11), os quais também podem estar associados a sulfetos.
Como a camada de tonstein se forma no mesmo ambiente gerador de carvão e está
associada a essa rocha, é possível que o V, Cr e Zn se comportem
geoquimicamente da mesma maneira que nos carvões.
61
6.1.3. Conteúdo orgânico
Não é raro encontrar relatos de materiais de origem orgânica associados a
camadas de tonstein, como restos de tecido celular, microorganismos, vestígios de
plantas e entre outros (Moore, 1964; Loughnan, 1978, Bohor & Triplehorn, 1993;
Burger et al., 2000; Simas, 2008; Jasper et al. 2011, Zhao et al., 2012).
Especificamente na mina de carvão de Faxinal, no estado do Rio Grande do
Sul, uma grande variedade de compressões de gimnospermas encontra-se
registrada pela camada de tonstein que aflora na região. Simas et al. (2013)
registraram desde fragmentos de folhas, estruturas reprodutivas e sementes até
esporomorfos. Mas o que chama a atenção na mina de Faxinal é a qualidade das
compressões encontradas, a qual os autores atribuem diretamente à rápida
deposição das cinzas vulcânicas em um ambiente aquático.
No tonstein de Figueira, nenhum macrofitofóssil foi documentado. As únicas
formas orgânicas observadas são fragmentos de traqueídeos e pedaços de cutículas
que, assim como no tonstein de Faxinal, refletem uma paleoflora terrestre. Esses
vestígios de plantas são escassos e mal preservados.
A determinação da presença de matéria orgânica na camada se mostrou
complicada, uma vez que durante a análise química por FRX o C foi perdido durante
a etapa de perda ao fogo e não acusa a presença de nenhum resto orgânico. Por
outro lado, em análise no MEV com o EDS, a leitura desses materiais identifica a
presença de C. Porém, essa análise é pouco confiável, uma vez que utiliza-se nessa
técnica grafite para a metalização das amostras. O pico de C geralmente presente
em uma leitura no EDS é pouco intenso, diferentemente dos picos gerados durante
a
leitura
nos
traqueídeos.
Mas
mesmo
assim
acredita-se
que
estudos
complementares para a determinação da presença de querogênio na camada sejam
necessários, sendo que a identificação do pouco conteúdo presente foi
exclusivamente feita pelas bioestruturas que ficaram preservadas.
62
6.2. Paleoecologia
A formação das camadas de carvão na região de Figueira está associada a
um contexto deposicional em planícies de inundações de paleovales com influência
marinha (Zacharias 2004; Zacharias & Assine, 2005). Neste contexto, segundo estes
autores, os restos vegetais teriam se acumulado nas bordas de vales incisos através
do retrabalhamento do material por correntes marinhas, dando origem à turfeiras e,
posteriormente, à camadas de carvões descontínuas. A ideia de que os carvões
poderiam ter se formado sob condições autóctones ou hipoautóctones é uma teoria
geral para as principais jazidas de carvões brasileiros, relativas à Formação Rio
Bonito, no estado do Rio Grande do Sul (Jasper et al., 2006).
Os principais constituintes palinológicos dos carvões de Figueira são os
esporos, que são considerados como elementos parautóctones em uma assembleia
fossilífera, estando em acordo com o que em geral é aceito para a origem dos
carvões da Formação Rio Bonito. Elementos alóctones foram registrados em baixas
frequências representados por grãos de polens, assim como os elementos
autóctones presentes na forma de algas (Brazilea, Navifusa e Tetraporina) e esporos
de fungo (Portalites e indeterminados). Os gêneros de alga Brazilea e Tetraporina
evidenciam deposição em um ambiente de água doce (Gutiérrez & Limarino, 2001;
Longhim, 2007; Guerra-Sommer et al., 2008d; Gutiérrez et al. 2015) enquanto que o
gênero Navifusa é considerada como parte de microplâncton marinho (Gutiérrez &
Limarino, 2001; Jasper et al., 2006), e poderia ser indicativo de pequenas ingressões
marinhas, uma vez que a quantidade registrada é muito baixa.
No nível de siltito estudado, ocorrem os mesmos elementos definidos como
autóctones, alóctones e parautóctones para a camada de carvão. No entanto, as
frequências observadas são diferentes. Os grãos de polens não aparecem mais de
forma subordinada, mas dominam sobre os esporos que mesmo assim perfazem
uma importante parcela do conjunto. Com base nas diferenças de constituintes entre
o nível de carvão e a camada de siltito, definiu-se duas assembleias paleoflorísticas
para a sequência sedimentar estudada.
A Assembleia I, presente no carvão, é constituída predominantemente por
Polypodiopsida (filicófitas) com ampla diversidade de espécies, e subordinadamente
por Equisetopsida (esfenófitas) com baixa variedade de espécies e ausência de
licófitas. A ocorrência destas classes de pteridófitas indica uma associação higro-
63
hidrófila. Portanto, é provável que essa assembleia estivesse muito próxima do
corpo d’água e do ambiente de deposição, formando uma comunidade mais
herbácea (Guerra-Sommer et al., 2008d). Nota-se também que o conjunto
palinológico da porção basal, média e de topo da camada de carvão permanece
praticamente a mesma, indicando uma paleoflora bem estabelecida durante todo o
momento de formação do carvão (Cazzulo-Klepzig et al., 2007). Os grãos de pólen,
que fazem parte dessa assembleia, refletem uma associação de gimnospermas
higro-mesófila, as quais provavelmente pertenciam a um bosque localizado um
pouco mais distantes da fonte de água.
Essa configuração palinológica difere, no entanto, do que é observado nas
jazidas de carvão no afloramento Quitéria (Jasper et al., 2006; Guerra-Sommer et
al., 2008c; Boardman et al., 2012a) e mina Faxinal (Boardman et al., 2012b), nas
quais
há
o
predomínio
de
espécies
relacionadas
a
licófitas
arbóreas
(Lundbladispora). O conjunto palinológico destas outras minas de carvão está mais
de acordo com o que se observa para a segunda assembleia definida para a
sequência, a Assembleia II presente no nível de siltito.
Na Assembleia II, há o predomínio de grãos de polens monossacados e
teniados correlacionáveis com gimnospermas do tipo coníferas e glossopteridófitas.
Enquanto que os principais representantes dos esporos são de um grupo restrito de
licófitas
arbustivas
(Lundbladispora,
Vallatisporites,
Cristatisporites),
com
pouquíssimos representantes de esfenófitas e filicófitas. O conjunto de espécies
demonstra uma associação higro-mesófila a meso-xerófila.
Notavelmente a comunidade paleoflorística mudou durante a deposição da
sequência estudada. Muitas espécies desaparecem após a deposição da camada de
carvão, dando lugar para uma nova comunidade se estabelecer. Essa diferença
entre as comunidades pode ser referente a mudanças ambientais ocorridas no
momento de deposição, já evidenciada pela diferença de deposição de sedimento,
mas também pela associação entre as espécies, que parece ter evoluído de um
ambiente úmido para um ambiente um pouco mais árido e quente.
Souza et al. (2010) ao estudar os ritmitos do Subgrupo Itararé dominados por
esfenófitas e filicófitas associa os esporos desses vegetais a terrenos mais baixos,
como planícies de inundação, onde essa comunidade habitava durante climas mais
frios. Já os grãos de pólen monossacados derivados de coníferas representariam
64
uma flora de áreas mais altas. De acordo ainda com estes autores, a combinação de
grãos de polens monossacados de terrenos altos com esporos de plantas de
terrenos baixos são associações encontradas em ecossistemas do início do
Paleozoico Superior, momento do tempo geológico marcado por estágios
glaciais/interglaciais no sul do Gondwana.
Por outro lado, grãos de polens bissacados teniados refletem a uma flora de
terrenos mais altos, mais abertos (Boardman et al., 2012a), dominada por coníferas
e glossopteridófitas, as quais são comumente encontradas em depósitos de
deglaciação, sendo um indicativo da proliferação da comunidade vegetal em
resposta a um regime climático mais ameno (Souza et al., 2010; Mori & Souza,
2012).
Tal descrição é semelhante ao que se observa em Figueira. Observamos o
predomínio nos carvões de uma vegetação mais herbácea, associada a um corpo de
água, em uma área rebaixada. Posteriormente, a comunidade vegetal muda, sendo
substituída por uma vegetação composta por licófitas, glossopteridófitas, e coníferas,
no siltito. Logo, é possível que a base da sequência tenha registrado e se
depositado em um momento mais estressante do paleoambiente, ocorrido durante
um intervalo mais frio e os siltitos em um período de melhora ambiental.
A esterilidade da camada de siltito que recobre os carvões (Nível 4), bem
como da camada de tonstein (Nível 5), dificultam a interpretação da maneira de
como o paleoambiente evolui até o momento do estabelecimento da Assembleia II.
Porém, essa camada de siltito pode estar associada a um momento de elevação do
nível de água no ambiente de deposição da turfa. Uma vez que para a comunidade
herbácea higrófila da Assembleia I, próxima as margens desse corpo d’água, um
aumento do nível da água resultaria em seu afogamento e forçaria os taxa da
assembleia a recuarem.
A deposição da camada de tonstein também teria colaborado para produzir
um ambiente ainda mais estressante, já que a presença de cinzas diminuiria o pH do
meio e seria responsável pelo soterramento das plantas (Bohor & Triplehorn, 1993).
A camada de tonstein de Figueira tem uma espessura que varia de 5 a 25 cm, o que
significa que a camada de cinzas que a originou seria ainda mais espessa antes da
diagênese. Uma camada dessa natureza, se depositada rapidamente, deveria
causar o soterramento de boa parte da paleoflora, principalmente se esta fosse
65
herbácea como as da Assembleia I, com altas chances de conter impressões ou
compressões de folhas e outras partes da planta (Bohor & Triplehorn, 1993; Burger
et al., 2000; Simas, 2008; Jasper et al. 2011). Porém, um fator intrigante sobre esta
camada é exatamente a ausência, e praticamente escassez, de material orgânico de
qualquer tipo, sendo um possível indicador de que a parte da paleoflora da
Assembleia I que vivia mais próxima do corpo d’água já não existia mais. Os raros
fitodetritos perfurados e mal preservados que se observa nessa camada indicam
transporte de uma área fonte mais distante, sendo possivelmente referentes às
glossopteridófitas que fazem parte da Assembleia I e viviam em regiões um pouco
mais afastadas do corpo d’água. Outra alternativa provável é a de que os
parâmetros físico-químicos do ambiente que mudaram durante a diagênese, de um
pH ácido no momento de formação de carvões e caulinização da camada de cinzas,
para um ambiente alcalino no momento de cimentação do carbonato, tenham
contribuído para a degradação da matéria orgânica que pudesse estar presente.
6.3. Palinoestratigrafia
Como o nível de siltito (Nível 6) e os níveis de carvão (Nível 1-3) apresentam
palinomorfos que são restritos a cada litotipo, evidenciando uma mudança da
palinoflora, optou-se por um posicionamento bioestratigráfico separado para cada
camada. Além disso, o posicionamento bioestratigráfico adotado aqui considerou o
corrente zoneamento para o Paleozoico Superior da Bacia do Paraná, proposto por
Souza & Marques-Toigo (2003, 2005) e Souza (2006).
Levando-se em conta que no nível de siltito, que corresponde ao topo da
sequência estudada, há a ocorrência de Illinites unicus, Protohaploxypinus
goraiensis e Vittatina (corrugata, costabilis e subsaccta) o posicionamento seria
realizado dentro da Zona Vittatina costabilis (ZVc) (Figura 19), uma vez que estas
espécies são consideradas espécies índices desta biozona. O limite inferior da ZVc
é definido pelo registro da primeira ocorrência destas espécies e marca a passagem
do período Carbonífero para o período Permiano.
Devido a ausência de Illinites unicus, Vittatina e Protohaploxypinus goraiensis
nas camadas de carvão, considerou-se para a sequência estudada que a presença
destes taxa no nível de siltito correspondem a suas primeiras ocorrências. Assim, a
camada de siltito estaria posicionada na Subzona Protohaploxypinus goraiensis, e
66
corresponderia a uma idade Ghzeliana-Asseliana. A ausência de Hamiapollenites
karrooensis, bem como de Striatopodocarpites fusus e Staurosaccites cordubensis,
que definem a Subzona Hamiapollenites karrooensis, porção superior da ZVc,
contribuem para o posicionamento dos siltitos na subzona inferior.
Outras características do conjunto palinológico, como predomínio de grãos de
polens sobre os grãos de esporos, e as espécies Caheniasaccites, Cannanoropollis,
Striomonosaccites e os esporos cingulizonados Lundbladispora, Vallatisporites e
Cristatisporites, bem como a do esporo laevigate Punctatisporites, estão de acordo
com a composição da assembleia esperada para a ZVc.
O posicionamento dos leitos de carvão, no entanto, apresentou uma maior
dificuldade. Sabendo que o siltito é então de idade Ghzeliana-Asseliana, os carvões
devem, necessariamente, ser mais antigos. Porém, as principais espécies índices
que definem as palinozonas carboníferas da Bacia do Paraná como Ahrensisporites
cristatus e Crucisaccites monoletus não foram registradas.
67
Figura 19 – Posicionamento bioestratigráfico para o nível de siltito na Zona Vittatina costabilis (destaque em vermelho) e para o nível de carvão na Zona
Ahrensisporites cristatus (destaque em verde). Cronoestratigrafia segundo Cohen et al. (2013) e palinoestratigrafia de acordo com Souza (2006). Litoestratigrafia
baseada em Cagliari et al. (2016), idades radiométricas retiradas de: (a) Santos et al. (2006), (b) Mori et al. (2012), (c) Guerra-Sommer et al. (2008a), (d) GuerraSommer at el. (2008b), (e) Simas et al. (2012), (f) Guerra-Sommer et al. (2008c), (g) Rocha-Campos et al. (2006), (h) e (i) Cagliari et al. (2016), (j) este trabalho.
68
A Biozona Ahrensisporites cristatus (ZAc) é marcada pela ocorrência de
diversas espécies de esporos restritas a esta zona como, Granulatisporites
varigranifer, Anapiculatisporites argentinensis, Ahrensisporites cristatus, Raistrickia
pinguis, Psomospora detecta e entre outros. Já seu limite superior é caracterizado
pelo desaparecimento das espécies restritas a esta biozona, e pela primeira
ocorrência de Scheuringipollenites maximus e Crucisaccites monoletus, marcando o
início da Zona Crucisaccites monoletus (ZCm).
A única espécie observada que poderia contribuir para o posicionamento dos
leitos de carvão é Psomospora detecta, espécie essa que apresenta restrições
bioestratigráficas no esquema proposto para a Bacia, podendo indicar então uma
posição em ZAc, de idade igual a Bashkiriano Superior-Kasimoviano. Analisando-se
os outros componentes palinológicos do carvão, nota-se que estão presentes
espécies com ampla distribuição estratigráfica como Calamospora, Leiotriletes,
Punctatisporites e Horriditriletes, os quais podem estar presente desde ZAc até ZVc,
sendo então Psomospora o único critério para se posicionar os carvões em ZAc
(Figura 19).
Outro estudo palinológico já foi realizado em Figueira, nos mesmos campos
de lavras da Carbonífera Cambuí, mas em minas diferentes. Cortez et al. (2007)
examinaram amostras da mina Amando Simões - Poço 06 e Poço 01, e
posicionaram a camada de carvão na ZCm, devido a ausência de polens e
associação palinológica entre Cristatisporites, Vallatisporites, Calamospora e
Horriditriletes. Apesar de também terem registrado Ahrensisporites cristatus na
assembleia palinológica, o que poderia ser indicativo da biozona em que é restrito.
Considerando que as camadas de carvão na região ocorrem de forma
descontínua (Zacharias, 2004; Zacharias & Assine, 2005), espera-se que exista
diferenças de idade, bem como diferenças nos constituintes das assembleias
palinológicas entre uma camada e outra, resultado de diferentes controles
ambientais. Porém, posicionando-se o siltito do topo da sequência na biozona ZVc e
os leitos de carvão, base da sequência, na biozona ZAc, observa-se que a seção
estratigráfica da mina PI-08 em Figueira registra um hiato deposicional.
Ademais, sempre se considerou que as camadas de carvão exploradas em
Figueira eram de idade permiana e fossem correlatas as camadas exploradas no sul
do país (Holz, 1998). Para as minas de carvão do estado do Rio Grande do Sul,
69
como Candiota (Guerra-Sommer et al., 2008a, 2008b; Mori & Souza, 2010, 2012),
Quitéria (Boardman et al., 2012a) e Faxinal (Boardman et al., 2012b), foram
atribuídas a ZVc, subzona Protohaploxypinus goraiensis, que aqui correspondem ao
topo da sequência estudada e não aos carvões, situados na base. Desta forma, os
dados apresentados abrem a possibilidade da base da Formação Rio Bonito ocorrer
em um nível estratigráfico mais baixo do que já se registrou. Uma segunda
possibilidade ainda é de que as camadas de carvão de Figueira seriam na verdade
referentes ao Subgrupo Itararé.
6.4. Implicações da idade absoluta do tonstein de Figueira
6.4.1. Na Bioestratigrafia
Na região sul do Brasil, datações absolutas em camadas de tonstein da
Formação Rio Bonito na mina de Candiota (Mori et al., 2012; Rocha-Campos et al.,
2006; Guerra-Sommer et al., 2008c; Griffis et al. 2017), mina Faxinal (GuerraSommer et al., 2008a; Guerra-Sommer et al., 2008b; Griffis et al. 2017), mina de
Leão Butiá (Simas et al., 2012) e no afloramento Barrocada em Cachoeira do Sul
(Cagliari et al. 2014), posicionam a deposição da Formação Rio Bonito entre o
Sakmariano e o Kunguriano (idades permianas). Além de serem condizentes com as
idades palinológicas, que posicionam as camadas de carvão nas Subzonas
Protohaploxypinus goraiensis (Rocha-Campos et al., 2006; Guerra-Sommer et al.,
2008a,c; Simas et al., 2012) ou Hamiapollenites karroensis (Guerra-Sommer et al.,
2008b) dentro da Zona Vittatina costabilis, e na Zona Lueckisporites virkkiae (Mori et
al., 2012), sendo essas biozonas as que definem os estratos permianos na Bacia.
Levando-se em consideração somente a idade obtida a partir de palinomorfos
para comparação com as outras minas de carvão, observa-se que toda a sequência
sedimentar que constitui as frentes de lavra da Carbonífera Cambuí em Figueira são
mais antigas que as jazidas da região sul. Porém, quando se combina a idade obtida
pelo método radiométrico, idade viseana de 343±3,6 Ma (Carbonífero, Missipiano
Médio), obtida em zircões da camada de tonstein em Figueira, com a idade relativa
dos palinomorfos, observa-se uma idade que é muito mais antiga que as idades dos
tonsteins de Santa Catarina e Rio Grande do Sul e do que as biozonas propostas
para eles (Figura 19). De modo que surge então um dilema litoestratigráfico, já que
as camadas de carvão exploradas em Figueira não podem mais ser atribuídas à
70
Formação Rio Bonito. Por outro lado, o Subgrupo Itararé, unidade que ocorre logo
abaixo da Formação Rio Bonito, não consta na literatura com registros tão antigos.
Além disso, de acordo com Milani et al. (2007) durante o final do período
Devoniano e início do Carbonífero, a formação de calotas intermitentes de gelo
gerou grandes rebaixamentos do nível do mar, que expuseram e erodiram estratos,
caracterizando um hiato deposicional de cerca de 70 Ma, referente ao Mississipiano
na Bacia do Paraná, exatamente o intervalo em que se encontra o tonstein de
Figueira. De forma que, contrariamente ao que se é esperado, o hiato deposicional
registrado
e
evidenciado
pela
palinoestratigrafia
é
correspondente
ao
Pennsylvaniano.
Registros mississipianos, e mais antigos do que o do Subgrupo Itararé,
podem ser encontrados no norte do Brasil, na Formação Faro e Oriximiná da Bacia
do Amazonas, Formação Jandaiatuba na Bacia do Solimões e Formação Poti na
Bacia do Parnaíba (Loboziak et al., 1998). A todas essas formações Melo &
Loboziak (2003) atribuem a Zona Cordylosporites magnidictyus (Mag), caracterizada
pela ocorrência de espécies como Auroraspora solisorta, Cirratriradites rarus,
Diatomozonotriletes fragilis, Indotriradites dolianitii, Foveosporites spp., Perotrilites
tessellatus, Schopfipollenites sp., Schopfites claviger, Spelaeotriletes owensii,
Vallatisporites ciliaris, Granulatisporites spp., Lycospora spp., Prolycospora rugulosa,
Waltzispora planiangulata e entre outras.
O conjunto palinológico que define a zona Mag difere em muito da assembleia
palinológica apresentada pelos níveis de carvão em Figueira, sendo a única
semelhança entre os dois conjuntos, o gênero de esporo Granulatisporites. Outra
característica importante da zona Mag é a ausência de polens, os quais aparecem
pela primeira vez na Bacia do Amazonas na biozona superior a Mag, denominada de
Zona Spelaeotriletes triangulus (Tri), do início do Pennsylvaniano, na qual ocorrem
polens monossacados, teniados (em baixa frequência) e bissacados não teniados,
como as espécies Limitisporites e Potonieisporites encontrados em Figueira.
No oeste da Argentina, depósitos que datam do início do Carbonífero são
descritos na Bacia Callingasta-Upsallata na Formação El Ratón (Amenábar & di
Pasquo, 2008) e nas formações Malimán e Cortaderas da Bacia Río Blanco (Pérez
Loinaze, 2007). As assembleias palinológicas descritas para essas formações são
classificadas dentro da biozona Cordylosporites-Verrucosisporites (CV), a qual é
71
definida pela presença de Cordylosporites marciae, Verrucosisporites congestus,
Verrucosisporites papulosus, Crassispora scrupulosa, Dibolisporites microspicatus,
Grandispora saurota, Knoxisporites literatus, Retusotriletes avonensis e acritarcas
(Césari & Gutiérrez, 2000). No entanto, nenhuma das espécies descritas para a
zona CV é encontrada na assembleia carbonífera de Figueira, apenas o genêro
Verrucosisporites. Em novos levantamentos palinológicos da Formação Cortaderas,
Pérez
Loinaze
(2007)
define
a
Zona
Reticulatisporites
magnidictyus-
Verrucosisporites quasigobbettii (MQ), que substitui em parte a zona CV erigida por
Césari & Gutiérrez (2000), na qual é destacada a importância diagnóstica destas
espécies, as quais não ocorrem nas formações El Ratón e Malimán.
Essas duas espécies que definem a zona MQ, Reticulatisporites magnidictyus
e Verrucosisporites quasigobbettii, são espécies consideradas importantes nas
correlações intra-gondwânicas, uma vez que seu surgimento é interpretado como
sendo praticamente contemporâneo na América do Sul e Austrália (Dino & Playford,
2002). Na Austrália, estas espécies estão presentes na zona Granulatisporites
frustulentus. Acima desta zona ocorre a Zona Grandispora maculosa, a qual é
descrita por Playford (2015) para a Bacia de Perth, contendo uma assembleia
composta por, entre outros gêneros, Calamospora, Leiotriletes, Punctatisporites,
Cyclogranisporites e Verrucosisporites, que também são encontrados nos leitos de
carvão paranaenses, mas que correspondem a espécies diferentes das australianas.
Porém, a espécie Psomospora detecta, considerada uma importante espécie índice
para os carvões de Figueira, para a Bacia do Paraná e para correlações intragondwânicas (Dino & Playford, 2002), também ocorre e foi descrita com uma
distribuição rara na Bacia de Perth.
A idade radiométrica obtida por Gulbranson et al. (2010), de 335,99 ± 0,06
Ma, em um andesito da base da Formação Punta Del Agua (Bacia Río Blanco), o
qual tem sua porção superior correspondente à Formação Cortaderas, suporta uma
idade viseana superior a serpukhoviana inferior para as biozonas Mag, CV, MQ e
Grandispora maculosa.
Além de todas as espécies de esporos que estas biozonas correspondentes
compartilham, uma outra similaridade é a ausência de grãos de polens em seus
estratos viseanos. No registro mundial, as primeiras evidências de grãos de polens
começam a aparecer a partir do Serpukhoviano (Mississipiano Superior, Melo &
72
Loboziak, 2003; Souza, 2006; Pérez Loinaze, 2007). Apesar de grãos de pólen
estarem presentes em baixas frequências nos carvões de Figueira, suas ocorrências
são um marco estratigráfico importante, pois, palinologicamente, constituem um
indício de estratos mais jovens.
Comparando-se então o conjunto palinológico com as biozonas definidas logo
acima do Viseano, nota-se a introdução de polens monossacados e bissacados não
teniados, características encontradas a partir da Subzona A da biozona Raistrickia
densa-Convolutispora muriornata (DM) definida para as bacias do oeste argentino
(Césari & Gutiérrez, 2000) e da biozona Tri, das bacias do norte brasileiro, como
discutido acima. A idade de 319,57 ± 0,09 Ma obtida por Gulbranson et al. (2010),
para a base da Formação Río Del Peñon (Bacia Río Blanco, Argentina), confirma a
idade serpukhoviana-bashkiriana (Pennsylvaniano) para a porção inferior da biozona
DM.
6.4.2. Estágios paleoclimáticos e estabelecimento da paleoflora
De acordo com López-Gamundí et al. (1992) é possível reconhecer nas
bacias
do
centro-oeste
da
Argentina
cinco
estágios
paleoclimáticos
que
predominaram no Gondwana durante o Paleozoico Superior. O Estágio I
corresponde ao início do Carbonífero, com idades do fim do Tournaisiano e começo
do Viseano, em que um regime pré-glacial predominava, com condições climáticas
mais úmidas e provavelmente quentes, em que licófitas pequenas e pteridospermas
formavam uma comunidade vegetal higro-mesófila. Do final do Viseano ao
Bashkiriano,
um
período
glacial
se
estabelece,
caracterizando
o
Estágio
paleoclimático II, o qual teve uma maior estensão marinha do que continental.
O aumento das temperaturas e da umidade, durante o Pennsylvaniano Médio
e Superior, marca um estágio de melhoria climática (Estágio III), caracterizado por
depósitos de transgressões marinhas pós-glaciais, lacustres e camadas de carvão,
formadas por uma paleocomunidade de licófitas, esfenófitas e gimnospermas.
Nestas novas condições climáticas, profundas modificações ocorreram na flora, e os
registros de grãos de pólens monossacados em sedimentos relacionados a este
período indicam progressiva colonização de terrenos mais elevados por Cordaites.
Além disso, as licófitas pequenas que caracterizam o Estágio I foram substituídas
por espécies maiores e arbóreas (Césari et al., 2011).
73
A partir do Ghzeliano e início do Permiano, estabelece-se o Estágio
paleoclimático IV, em que as condições climáticas vão progressivamente mudando
de úmida e temperada até atingir Estágio V, ao longo do Permiano, quando o clima
se torna árido a semiárido. Durante este intervalo de tempo, a diminuição da
umidade, juntamente com o aumento da temperatura, contribuiu para o
estabelecimento de um clima sasonal, bem como o desaparecimento das camadas
de carvão e um aumento na deposição de camadas evaporíticas, principalmente
formadas por calcita e gipsita, e de red beds. Neste novo cenário, surgem os
primeiros registros macroflorísticos de glossopterídeas e coníferas e uma maior
quantidade de polens teniados e bissacados teniados.
A idade radiométrica obtida para o tonstein de Figueira posiciona a
Assembleia I da camada de carvão estudada no período climático descrito para o
Estágio paleoclimático I, período úmido e de condições amenas, o que é condizente
com um ambiente de formação de carvão. Neste estágio climático também se
depositaram as formações Malimán e El Ratón, e a flora correspondente seria a
encontrada nas zonas CV e MQ das bacias argentinas (López-Gamundí et al., 1992;
Césari et al., 2011). A ocorrência em grandes quantidades de polens monossacados
e, em uma quantidade menos expressiva, de polens teniados na Assembleia II,
descrita para o siltito, sugere o desenvolvimento de uma paleoflora sob condições
climáticas de transição entre o Estágio III para o IV.
6.4.3. Fonte das cinzas vulcânicas
A atual configuração da plataforma sul americana é o resultado de complexos
processos
de
colagem
de
blocos
cratônicos,
de
idades
arqueanas
e
paleoproterozóicas, que se juntaram à margem sudoeste do Gondwana durante o
fim do Pré-cambriano e início do Paleozoico (Ramos, 1988). A aglutinação desses
terrenos alóctones à
margem
gondwânica
produziu
importantes episódios
orogênicos, durante o Fanerozoico, que influenciaram a evolução de faixas dobradas
e bacias de antepaís, mas que afetaram também o interior cratônico do
supercontinente (Milani & Ramos, 1998).
De acordo com Milani & Ramos (1998) dois ciclos tectono-sedimentar
marcaram a história fanerozoica da porção sudoeste do Gondwana: Ciclo
Famatiniano, de idade ordoviciana a devoniana, e o Ciclo Gondwânico, de idade
74
carbonífera a triássica. Ao Ciclo Orogênico Famatiniano pertencem as orogenias
Oclóyica e Precordilheirana, responsáveis por deformações compressivas, além de
depósitos sedimentares e magmáticos. Já o Ciclo Gondwânico inclui as orogenias
Chanica e Sanrafaélica.
Durante o Ciclo Gondwânico a colisão do terreno Chilenia, durante o final do
período Devoniano e início do Carbonífero, dá início a um complexo sistema de
subducção de placa oceânica sob a margem continental oeste do Gondwana (Kay,
1993). As deformações que se seguiram são atribuídas à orogenia Chanica. A
evolução desta zona de subducção culminou na formação de um arco magmático
denominado Choiyoi, como resposta dos movimentos da orogenia Sanrafaélica.
Esse arco magmático estendia-se desde a região sul do Peru até a Antártica e
Austrália e, no clímax de sua atividade vulcânica, produziu um grande volume de
cinzas que foram transportadas e se acumularam em ambientes marinhos e
continentais (Benedetto, 2012).
Atualmente é aceito que o vulcanismo Choiyoi é a possível fonte das cinzas
vulcânicas encontradas associadas com os estratos permianos da Bacia do Paraná
(Matos et al., 2001; López-Gamundi, 2006; Santos et al., 2006; Guerra-Sommer et
al., 2008a,b,c; Mori et al., 2012), uma vez que rochas vulcânicas da região da
Patagônia, Argentina, revelam idades semelhantes aos dos estratos da bacia
(Rocha-Campos et al., 2011). No entanto, como a camada em Figueira demonstrou
ter mais do que 40 Ma de diferença em relação a fase inicial do vulcanismo Choiyoi,
essa fonte de cinzas para o tonstein de Figueira deve ser descartada.
Logo, deve-se atentar para as fases de deformação anteriores a orogenia
Sanrafaélica. Na região central do Chile e região oeste da Argentina, rochas
vulcânicas, compostas essencialmente por quartzo, plagioclásio, k-feldspato e
zircão, como mineral acessório, foram registradas por Martina et al. (2007), os quais
obtiveram uma idade U-Pb SHRIMP em zircões igual a 350 Ma. Em novas datações
de duas amostras de riolito realizadas pelos mesmos autores (Martina et al., 2011),
nas rochas da mesma região antes estudada, revelaram idades de 348 ± 3 Ma e 342
± 0,97 Ma. Essas idades são muito próximas da idade de 343,0 ± 3,6 Ma encontrada
nos zircões do tonstein de Figueira. De acordo com Martina et al. (2007, 2011),
essas rochas poderiam estar relacionadas com a acreção do terreno Chilenia
75
(orogenia Chanica) e o vulcanismo ácido poderia ser atribuído à ascensão da
astenosfera em uma margem convergente.
76
7. CONCLUSÕES
Para o nível de topo da sequência estudada (Nível 6, siltito) foi atribuída à
Subzona Protohaploxypinus goraiensis da Zona Vitattina costabilis, devido a
presença de fósseis guias pertencentes a este zoneamento, como Vittatina,
Protohaploxypinus goraiensis e Illinites unicus. Essas espécies não foram
registradas nas seções basais da sequência (Nível 1-3, carvão), de modo que a
ocorrência destas espécies no Nível 6 foi considerada como pioneira na seção
estudada, marcando o limite inferior da Zona. Logo, ao nível de siltito foi atribuída
uma idade Gzheliana-Asseliana.
A ausência de espécies índices na camada de carvão, bem como a presença
de espécies com ampla distribuição estratigráfica dificultou seu posicionamento. No
entanto, devido a ocorrência de alguns espécimes de Psomospora detecta, que é
considerado restrito a Zona Ahrensisporites cristatus, é possível que os níveis de
carvão pertençam a essa Zona e apresentem uma idade igual a Bashkiriano
Superior-Kasimoviano. Logo, entre as camadas de carvão e a de siltito (Nível 6) há
um hiato deposicional. Além disso, o posicionamento dos carvões em um nível
estratigráfico mais abaixo do que a ZVc, na qual as principais jazidas brasileiras de
carvão são posicionadas, cria a possibilidade da Formação Rio Bonito se estender
além do limite entre Carbonífero-Permiano. Uma segunda possibilidade é de que os
carvões aqui estudados pertençam na verdade ao Subgrupo Itararé.
Os resultados obtidos a partir das análises geoquímicas e mineralógicas na
camada de tonstein demonstraram que a rocha passou por duas principais fases
diagenéticas. A primeira ocorreu logo no início da diagênese, não foi tão intensa e
resultou na transformação de parte da mineralogia primária em caulinita. A segunda
fase foi determinada pela intensa cimentação de carbonato de cálcio, que por sua
vez contribui para a alteração de muitos dos grãos primários e também da própria
caulinita. Essa cimentação foi tão pronunciada que quase apagou do registro
geológico a presença de cinzas vulcânicas associadas aos carvões da região de
Figueira. As análises também possibilitaram a verificação da origem vulcânica do
material e, portanto, a camada foi utilizada como forma de calibrar a idade relativa
obtida a partir dos palinomorfos.
A obtenção da idade viseana de 343±3,6 Ma, correspondente ao
Mississipiano Médio, torna os leitos de carvão de Figueira o primeiro registro do
77
Carbonífero Inferior na Bacia do Paraná, o qual era considerado ausente até o
momento. Desta forma, a ausência de biozoneamentos para este intervalo
estartigráfico na Bacia do Paraná força a comparação do conjunto palinológico
referente aos carvões com esquemas bioestratigráficos definidos em outras bacias
gondwânicas, como as argentinas, australianas e as bacias do norte do país. Porém,
a ausência de espécies comuns a estas bacias e a este período específico do tempo
geológico, torna inadequado o emprego destes esquemas bioestratigráficos
mississipianos.
Nota-se que a assembleia palinológica dos carvões assemelha-
se muito mais com as zonas Ahrensisporites cristatus e Crucisaccites monoletus e
com as biozonas de idades pennsylvanianas das outras bacias gondwânicas. A
ocorrência de grãos de polens nos carvões também é contrária ao que é
considerado na literatura, a qual aponta os primeiros registros de pólen como
ocorrendo durante o Serpukhoviano, o que reforça a similaridade do carvão com as
biozonas do Carbonífero Superior da bacia. Logo, uma possibilidade é a extensão
destas biozonas para a porção inferior do Carbonífero.
78
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Amenábar, C.R. & di Pasquo, M. 2008. Nuevos aportes a la palinología, cronología y
paleoambiente de la Precordillera Occidental de Argentina: formaciones El Planchón,
Codo (Devónico) y El Ratón (Mississippiano). Acta geológica lilloana, 21(1): 3-20.
Arai, M. 1980. Contribuição dos pólens estriados na bioestratigrafia neopaleozóica
da parte NE da Bacia do Paraná. Boletim IG, 11: 125-135.
Benedetto, J. L. 2012. El continente de Gondwana a través del tiempo. Una
Introducción a la Geología Histórica. Córdoba: Academia Nacional de Ciencias, 2ª
Ed., Cap 6: 231-280.
Boardman, D. R.; Iannuzzi, R.; Souza, P. A.; Cunha Lopes, R. 2012-b.
Paleobotanical and palynological analysis of Faxinal Coalfield (Lower Permian, Rio
Bonito Formation, Paraná Basin), Rio Grande Do Sul, Brazil. International Journal of
Coal Geology, 102: 12-25.
Boardman, D. R.; Souza, P. A.; Iannuzzi, R.; Mori, A. L. O. 2012-a. Paleobotany and
Palynology of the Rio Bonito Formation (Lower Permian, Paraná Basin, Brazil) at the
Quitéria Outcrop. Ameghiniana, 49 (4): 451 – 472.
Bohor, B. F. & Triplehorn, D. M. 1993. Tonsteins: Altered volcanic-ash layers in coalbearing sequences. Geological Society of America, 285: Special Paper, 51 p.
Borba, R.F. 2001. Carvão Mineral. In: Balanço Mineral Brasileiro, DNPM –
Departamento Nacional de Produção Mineral, p:1-19.
Bruch, A.A. & Pross, J. 1999. Palynomorph extraction from peat, lignite and coal. In:
Jones, T.P. & Rowe, N.P. (eds.) Fossil Plants an Spores: modern techniques.
Geological Society, p. 26-30.
79
Bull, K.F. & McPhie, J. 2007. Fiamme textures in volcanic successions: Flaming
issues of definition and interpretation. Journal of Volcanology and Geothermal
Research, 164: 205–216.
Burger, K.; Bandelow, F.K.; Bieg, G. 2000. Pyroclastic kaolin coal-tonsteins of the
Upper Carboniferous of Zounguldak and Amasra, Turkey. International Journal of
Coal Geology, 45: 39-53.
Cagliari, J., Lavina, E.L.C., Philipp, R.P., Tognoli, F.M.W., Basei, M.A.S., Faccini,
U.F. 2014. New Sakmarian ages for the Rio Bonito formation (Parana Basin,
southern Brazil) based on LA-ICP-MS U-Pb radiometric dating of zircons crystals.
Journal of South American Earth Sciences, 56: 265-277.
Cagliari, J., Philipp, R.P., Buso, V.V., Netto, R.G., Hillebrand, P.K., da Cunha Lopes,
R., Basei, M.A.S., Faccini, U.F. 2016. Age constraints of the glaciation in the Paraná
Basin: evidence from new U–Pb dates. Journal of the Geological Society, 173(6):
871-874.
Cazzulo-Klepzig, M.; Guerra-Sommer, M.; Menegat, R.; Simas, M. W.; Mendonça
Filho, J. G. 2007. Peat-forming environment of Permian coal seams from the Faxinal
coalfield
(Paraná
Basin)
in
southern
Brazil,
based
on
palynology
and
palaeobotany. Revista brasileira de paleontologia, 10(2): 117-127.
Césari, S.N. & Gutiérrez, P.R. 2000. Palynostratigraphy of upper Paleozoic
sequences in central‐western Argentina. Palynology, 24(1): 113-146.
Césari, S.N., Limarino, C.O., Gulbranson, E.L. 2011. An Upper Paleozoic biochronostratigraphic scheme for the western margin of Gondwana. Earth-Science
Reviews, 106(1-2): 149-160.
Cohen, K.M., Finney, S.C., Gibbard, P.L. & Fan, J.-X. 2013. The ICS International
Chronostratigraphic Chart. Episodes 36: 199-204.
80
Corfu, F.; Hanchar, J.M.; Hoskin, P.W.O.; Kinny, P. 2003. Atlas of zircon textures.
Reviews in mineralogy and geochemistry, 53(1): 469-500.
Cortez, I.; Prandi, P. L.; Pereira, C. M.; Ricardi-Branco, F. S. T. 2007.
Paleopalinologia da Mina Amando Simões Membro Triunfo (Permiano Inferior),
Formação Rio Bonito, Figueira, Paraná, Brasil. In: Carvalho, I. de S.; Cassab,
R.C.T.; Schwanke, C; Carvalho, M.A.; Fernandes, A.C.S.; Rodrigues, Maria A.C.;
Carvalho, M.S.S.; Arai, M.; Oliveira, M.E.Q. [Eds.]. Paleontologia: Cenários de Vida,
Rio de Janeiro: Interciência, v. 2, p. 523-532.
Costa, L.S. 2016. A proveniência dos sedimentos e cinzas vulcânicas dos
sedimentos Permianos da Bacia do Paraná: implicações para a história geológica do
sul-sudoeste de Gondwana. Tese de doutorado. Instituto de Geociências,
Universidade de Brasília, 128 p.
Coutinho, J.M.V. & Hachiro, J. 2005. Distribution, mineralogy, petrography,
provenance and significance of Permian ash-carrying deposits in the Paraná Basin.
Geologia USP Série Científica, 5(1): 29-39.
Daemon, R. F. & Quadros, L. P. D. 1970. Bioestratigrafia do Neopaleozóico da Bacia
do Paraná. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, Vol. 24, p.: 359-412.
Dino, R. & Playford, G. 2002. Miospores Common to South American and Australian
Carboniferous Sequences: Stratigraphic and Phytogeographic In: Carboniferous and
Permian of the World. Hills, L.V., Henderson, C.M., Bamber, E.W. [Eds.], Canadian
Society of Petroleum Geology, Memoir, 19: 336-359.
Eyles, C.H., Eyles, N., França, A.B. 1993. Glaciation and tectonics in an active
intracratonic
basin:
the
Late
Palaeozoic
Itararé
Group,
Paraná
Basin,
Brazil. Sedimentology, 40(1): 1-25.
Gerdes, A. & Zeh, A. 2006. Combined U–Pb and Hf isotope LA-(MC-) ICP-MS
analyses of detrital zircons: comparison with SHRIMP and new constraints for the
81
provenance and age of an Armorican metasediment in Central Germany. Earth and
Planetary Science Letters, 249(1-2): 47-61.
Gomes, A.J.P.; Cruz, P.R.; Borges, L.P. 2003. Recursos Minerais Energéticos:
Carvão e Urânio. In: Bizzi, L.A.; Schobbenhaus, C.; Vidotti, R.M.; Gonçalves, J.H.
[Eds.], Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil: Textos, mapas e SIG,
Parte IV, CPRM - Serviço Geológico do Brasil, p.577-629.
Griffis, N.P., Mundil, R., Montañez, I.P., Isbell, J., Fedorchuk, N., Vesely, F., Ianuzzi,
R., Yin, Q. Z. 2017. A new stratigraphic framework built on U-Pb single-zircon TIMS
ages and implications for the timing of the penultimate icehouse (Paraná Basin,
Brazil). GSA Bulletin.
Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Formoso, M. L. L.; Menegat, R.; Fo, J. G.
M. 2008-c. U–Pb dating of tonstein layers from a coal succession of the southern
Paraná
Basin
(Brazil):
a
new
geochronological
approach. Gondwana
Research, 14(3): 474-482.
Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Jasper, A.; Kalkreuth, W.; Menegat, R.;
Barboza, E. G. 2008-d. Paleoecological patterns at the coal-roof shale transition in
an
outcrop
of
the
Permian
Brazilian
Gondwana. Revista
Brasileira
de
Paleontologia, 11(1): 11-26.
Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Menegat, R.; Formoso, M. L. L.; Basei, M.
A. S.; Barboza, E. G.; Simas, M. W. 2008-a. Geochronological data from the Faxinal
coal succession, southern Paraná Basin, Brazil: A preliminary approach combining
radiometric U-Pb dating and palynostratigraphy. Journal of South American Earth
Sciences, 25: 246–256.
Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Santos, J. O. S.; Hartmann, L. A.; Ketzer,
J. M.; Formoso, M. L. L. 2008-b. Radiometric age determination of tonsteins and
stratigraphic constraints for the Lower Permian coal succession in southern Paraná
Basin, Brazil. International Journal of Coal Geology, 74: 13–27.
82
Gulbranson, E.L., Montañez, I.P., Schmitz, M.D., Limarino, C.O., Isbell, J.L.,
Marenssi, S.A., Crowley, J.L. 2010. High-precision U-Pb calibration of Carboniferous
glaciation and climate history, Paganzo Group, NW Argentina. Bulletin, 122(9-10):
1480-1498.
Gutiérrez, P. R., Balarino, M. L., Beri, Á. 2010. Palynology of the lower permian of
paraná Basin, Uruguay. Journal of Systematic Palaeontology, 8(4): 459-502.
Gutiérrez, P.R. & Limarino, C.O. 2001. Palinología de La Formación Malanzán
(Carbonífero Superior), La Rioja, Argentina: nuevos datos y consideraciones
paleoambientales. Ameghiniana, 38(1): 99-118.
Gutiérrez, P.R.; Beri, Á.; Balarino, M. L.; Zavattieri, A. M. 2015. Palinomorfos de
afinidad incierta en la perforación DI.NA.MI.GE. 254 “Paso de las Toscas” (Pérmico
Inferior), Cuenca Paraná, Uruguay. Revista Brasileira de Paleontologia, 18 (1): 121140.
Holz, M. 1998. The Eo-Permian coal seams of the Paraná basin in southernmost
Brazil: An analysis of the depositional conditions using sequence stratigraphy
concepts. International Journal of Coal geology, 36: 141-163.
Holz, M.; França, A. B.; Souza, P. A.; Iannuzzi, R.; Rohn, Rosemarie. 2010. A
stratrigraphic chart of the Late Carboniferous/Permian succession of the eastern
border of the Paraná Basin, Brazil, South America. Journal of South American Earth
Sciences, 29: 381–399.
Jasper, A.; Menegat, R.; Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Souza, P.A.
2006. Depositional cyclicity and paleoecological variability in an outcrop of Rio Bonito
formation, Early Permian, Paraná Basin, Rio Grande do Sul, Brazil. Journal of South
American Earth Sciences, 21(3): 276-293.
Jasper, A.; Uhl, D.; Guerra-Sommer, M.; Abu Hamad, A.M.B.; Machado, N.T.G.
2011. Charcoal remains from a tonstein layer in the Faxinal Coalfield, Lower
83
Permian, southern Paraná Basin, Brazil. Anais da Academia Brasileira de Ciências,
83(2): 471-481.
Kay, S.M. 1993. Late Paleozoic tectonics in southern South America: a global
perspective. XII International Congress on Carboniferous Permian, Comptes
Rendus, (1): 109-122.
Loboziak, S., Melo, J.H.G., Streel, M. 1998. Reassessment of Viséan miospore
biostratigraphy in the Amazon Basin, northern Brazil. Review of Palaeobotany and
Palynology, 104(2): 143-155.
Longhim, M.E. 2007. Palinoestratigrafia na passagem do Grupo Itararé ao Guatá
(Carbonífero-Permiano) no sul do estado do Paraná e norte do estado de Santa
Catarina, borda leste da Bacia do Paraná. Tese de Doutorado, Instituto de
Geociências e Ciências Exatas, Universidade Estadual Paulista, 175 p.
López-Gamundi, O. 2006. Permian plate margin volcanism and tuffs in adjacent
basins of west Gondwana: Age constraints and common characteristics. Journal of
South American Earth Sciences, 22, p.227-238.
López-Gamundí, O.R., Limarino, C.O., Cesari, S.N. 1992. Late Paleozoic
paleoclimatology of central west Argentina. Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology, 91(3-4): 305-329.
Loughnan, F. C. 1978. Flint clays, tonsteins and the kaolinite clayrock facies. Clay
Minerals, 13: 387-400.
Ludwig K.R. 2012. Isoplot Version 3.75: a Geochronological Toolkit for Microsoft
Excel. Berkeley Geochronology Center, Berkeley, CA, 75pp.
Lyons, P.C.; Outerbridge, W.F.; Triplehorn, D.M.; Evans Jr, H.T.; Congdon, R.D.;
Capiro, M.; Hess, M.; Nash, W.P. 1992. An Appalachian isochron: a kaolinized
84
Carboniferous air-fall volcanic-ash deposit (tonstein). Geological Society of America
Bulletin, 104: 1515-1527.
Marques-Toigo,
M.
1988.
Palinologia,
bioestratigrafia
e
paleoecologia
do
Neopaleozóico da Bacia do Paraná nos estados do Rio Grande do Sul e Santa
Catarina, Brasil. Dissertação de Doutoramento, Programa de Pós-Graduação em
Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, 259 p.
Marques-Toigo,
M.
1991.
Palynobiostratigraphy
of
the
southern
Brazilian
Neopaleozoic Gondwana sequence. In: International Gondwana Symposium, Vol. 7,
p.: 503-515.
Martina, F., Viramonte, J.M., Astini, R.A., Pimentel, M.M., Dantas, E. 2007. Evidence
of Early Carboniferous Pre-Choiyoi volcanism in western Gondwana: first isotopic,
geochemical
and
U–Pb
SHRIMP
data. XX
Colloquium
on
Latin
America,
Abstracts (Vol. 51).
Martina, F., Viramonte, J.M., Astini, R.A., Pimentel, M.M., Dantas, E. 2011.
Mississippian volcanism in the south-central Andes: new U–Pb SHRIMP zircon
geochronology and whole-rock geochemistry. Gondwana Research, 19(2): 524-534.
Matos, S.L.F. 1999. História deposicional e idade do intervalo portador de carvão da
Formação Rio Bonito, Permiano da Bacia do Paraná, no depósito de carvão
Candiota, RS. Tese de Doutoramento, Instituto de Geociências, Universidade de
São Paulo, 185 p.
Matos, S.L.F.; Yamamoto, J.K.; Hachiro, J.; Coimbra, A. M. 2000. Tonsteins da
Formação Rio Bonito no depósito de carvão Candiota, RS. Revista Brasileira de
Geociências, 30(4), p.679-684.
Matos, S. L.F.; Yamamoto, J. K.; Riccomini, C.; Hachiro, J.; Tassinari, C. C. G. 2001.
Absolute dating of Permian ash-fall in the Rio Bonito Formation, Paraná Basin,
Brazil. Gondwana Research, v. 4(3): 421-426.
85
Melo, J.H.G., & Loboziak, S. 2003. Devonian–Early Carboniferous miospore
biostratigraphy of the Amazon Basin, Northern Brazil. Review of Palaeobotany and
Palynology, 124(3-4): 131-202.
Milani, E. J.; Faccini, U. F.; Scherer, C. M.; Araújo, L. M.; Cupertino, J. A. 1998.
Sequences and stratigraphic hierarchy of the Paraná Basin (Ordovician to
Cretaceous), southern Brazil. IG-USP, Boletim Série Científica n.29, p.125-173.
Milani, E. J.; Melo, J. H. G.; Souza, P. A.; Fernandes, L. A.; França, A. B. 2007.
Bacia do Paraná. Petrobras, Boletim de Geociências v.15, n.2, p.265-287.
Milani, E.J., & Ramos, V.A. 1998. Orogenias paleozóicas no domínio sul-ocidental do
Gondwana e os ciclos de subsidência da Bacia do Paraná. Revista Brasileira de
Geociências, 28(4): 473-484.
Moore, L.R. 1964. The microbiology, mineralogy and genesis of a tonstein.
Proceedings of the Yorkshire Geological Society, vol. 34, parte 3, n° 12, p.: 235-292.
Mori, A. L. & Souza, P. A. 2010. Palinologia das formações Rio Bonito e Palermo
(Permiano Inferior, Bacia do Paraná) em Candiota, Rio Grande do Sul, Brasil: novos
dados e implicações bioestratigráficas. Ameghiniana, 47(1): 61-78.
Mori, A. L. & Souza, P. A. 2012. Análise palinoestratigráfica dos depósitos permianos
(Poços HN-05-RS E HN-25-RS) do sul da Bacia do Paraná. Ameghiniana, 49(3):
319-342.
Mori, A.L.O.; Souza, P.A.; Marques, J.C.; Lopes, R.C. 2012. A new U-Pb zircon age
dating and palynological data from a Lower Permian section of the southernmost
Paraná Basin, Brazil: Biochronostratigraphical and geochronological implications for
Gondwanan correlation. Gondwana Research: 21: 654-669.
Neregato, R. 2007. Estudo palinológico das Formações Serra Alta, Teresina e Rio do
Rasto nos furos de sondagem SP-23-PR e SP-58-PR, Centro-Norte do Paraná
86
(Permiano, Bacia do Paraná). Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências e
Ciências Exatas, Universidade Estadual Paulista, 107 p.
Pérez Loinaze, V. 2007. A Mississippian miospore biozone for Southern
Gondwana. Palynology, 31(1): 101-117.
Pires, M. & Teixeira, E.C. 1991. Distribuição geoquímica dos elementos traço no
carvão de Leão, RS. Geochim. Brasil., 5(1/2): 45-52.
Playford, G. 2015. Mississippian palynoflora from the northern Perth Basin, Western
Australia:
systematics
and
stratigraphical
and
palaeogeographical
significance. Journal of Systematic Palaeontology, 14(9): 731-770.
Potonié, R. & Kremp, G.O.U. 1954. Die Gattungen der Paläozoischen sporae
dispersae und ihre Stratigraphie. Geologischen Jahrbuch, 69: 111–194.
Ramos,
V.A.
1988.
The
tectonics
of
the
Central
Andes;
30°
to
33°S
latitude. Geological Society of America, Special Paper, 218: 31-54.
Rocha-Campos, A. C.; Basei, M. A. S.; Nutman, A. P.; Santos, P. D. 2006. SHRIMP
U-Pb zircon geochronological calibration of the Late Paleozoic supersequence,
Paraná Basin, Brazil. In: South American Symposium on Isotope Geology, No. 5, p.:
298-301.
Rocha-Campos, A.C.; Basei, M.A.; Nutman, A.P.; Kleiman, L.E.; Varela, R.;
Llambias, E.; Canile, F.M.; da Rosa, O. de C.R. 2011. 30 million years of Permian
volcanism recorded in the Choiyoi igneous province (W Argentina) and their source
for younger ash fall deposits in the Paraná Basin: SHRIMP U–Pb zircon
geochronology evidence. Gondwana Research, 19: 509–523.
Santos, R.V.; Souza, P.A.; Alvrenga, C.J.S.; Dantas, E.L.; Pimentel, M.M.; Oliveira,
C.G.; Araújo, L.M. 2006. Shrimp U-Pb zircon dating and palynology of bentonitic
87
layers from the Permian Irati Formation, Paraná Basin, Brazil. In: Gondwana
Reaserch, Vol. 9, Anais…, p.456-463.
Schneider, R.L.; Mühlmann, H.; Tommasi, E.; Medeiros, R.A.; Daemon, R.F.;
Nogueira, A.A. 1974. Revisão Estratigráfica da Bacia do Paraná. In: Congresso
Brasileiro de Geologia, 28, Anais, p. 41-65.
Simas M. W. 2008. Origem vulcânica para o tonstein da jazida do Faxinal (RS):
estudos mineralógicos, petrográficos e de palinofácies. Dissertação de Mestrado,
Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, 117 p.
Simas, M.W.; Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Menegat, R.; Santos,
J.O.S.; Ferreira, J.A.F.; Degani-Schmidt, I. 2012. Geochronological correlation of the
main coal interval in Brazilian Lower Permian: radiometric dating of tonstein and
calibration biostratigraphic framework. Journal of South America Earth Sciences, 39:
1-15.
Simas, M.W.; Guerra-Sommer, M.; Mendonça Filho, J.G.; Cazzulo-Klepzig, M.;
Formoso, M.L.L.; Degani-Schmidt, I. 2013. An accurate Record of volcanic ash fall
deposition as characterized by dispersed organic matter in a lower Permian tonstein
layer (Faxinal Coalfield, Paraná Basin, Brazil). Geologica Acta, 11(1): 45-57.
Souza, P.A. & Marques-Toigo, M. 2003. An overview on the palynostratigraphy of the
Upper Paleozoic strata of the Brazilian Paraná Basin. Rev. Mus. Argentino Cien.
Nat., n.s. 5(2): 205-214.
Souza, P.A. & Marques-Toigo, M. 2005. Progress on the palynostratigraphy of the
Permian strata in Rio Grande do Sul State, Paraná Basin, Brazil. Anais da Academia
Brasileira de Ciências, 77(2): 353-365.
Souza, P.A. 2006. Late Carboniferous palynostratigraphy of the Itararé Subgroup,
northeastern Paraná Basin, Brazil. Review of Palaeobotany and Palynology, 138: 9–
29.
88
Souza, P.A.; Félix, C. M.; Pérez-Aguilar, A.; Petri, S. 2010. Pennsylvanian
palynofloras from the Itu rhythmites (Itararé Subgroup, Paraná Basin) in São Paulo
State, Brazil. Revue de micropaléontologie, 53(2): 69-83.
Tognoli, F.M.W. 2006. Estratigrafia das sequências deposicionais do Grupo Guatá,
borda leste da Bacia do Paraná. Tese de doutorado, Instituto de Geociências e
Ciências Exatas, Universidade Estadual paulista, 119 p.
Trewin, N. H. & Fayers, S. R. 2005. Chert. In: Selley, R. C.; Cocks, L. R. M. & Plimer,
I. R. [eds.]: Encyclopedia of Geology, Vol. 5, 51-62. Elsevier Academic Press.
Triplehorn D. 1990. Applications of tonsteins to coal geology: some examples from
western United States. International Journal of Coal Geology, 16: 157-160
Zacharias, A. A. & Assine, M. L. 2005. Modelo de preenchimento de vales incisos
por associações De Fácies estuarinas, Formação Rio Bonito no Norte do estado do
Paraná. Revista Brasileira de Geociências, 35 (4): 573-583.
Zacharias, A. A. 2004. Preenchimento de vales incisos por associações de fácies
estuarinas, Formação Rio Bonito, Nordeste do Paraná. Dissertação de Mestrado,
Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Universidade Estadual Paulista, 112 p
Zhao, L.; Ward, C.R.; French, D.; Graham, I.T. 2012. Mineralogy of the volcanicinfluenced Great Northern coal seam in the Sydney Basin, Australia. International
Journal of Coal Geology, 113: 94-110.
89
ANEXO I: Artigo que será submetido
“UMA NOVA OCORRÊNCIA DE TONSTEIN NA PORÇÃO LESTE DA BACIA DO
PARANÁ ASSOCIADO AOS CARVÕES DE FIGUEIRA (PARANÁ, BRASIL):
INTEGRAÇÃO DE DADOS PALINOLÓGICOS E DATAÇÃO RADIOMÉTRICA UPB.”
Isabela Jurigan ¹ e Fresia Ricardi-Branco ¹
¹ Instituto de Geociências, UNICAMP, Campinas, São Paulo, Brasil
(isabelajurigan@ige.unicamp.br; fresia@ige.unicamp.br)
Resumo
Uma nova ocorrência de tonstein é registrada na Bacia do Paraná na região do
município de Figueira, estado do Paraná, camada esta que constitui um importante
marcador crono-estratigráfico que permitiu correlacionar idades relativas, provenientes de
dados palinológicos da sequência sedimentar, com uma idade absoluta, proveniente de
grãos de zircão da camada de tonstein. Para a utilização da camada como uma ferramenta
de correlação, atestou-se sua origem vulcânica através de métodos como petrografia, MEV
e DRX. O posicionamento bioestratigráfico para os siltitos, que constituem o topo da
sequência estudada, foi na Zona Vittatina costabilis, de idade ghzeliana-asseliana. Os
carvões, base da sequência, são pobres em fósseis índices de biozonas, exceto por
Psomospora detecta, que atribui a esses níveis a Zona Ahrensisporites cristatus, que
compreende idades entre Bashkiriano a Moscoviano. Esse intervalo de idade é mais antigo
do que geralmente é encontrado para as principais jazidas de carvões brasileiras. Fica claro
assim que a sequência carbonífera de Figueira registra um hiato deposicional. A idade
radiométrica obtida pelo método de U-Pb em zircões, via LA-ICP-MS, de 343 ± 3,6 Ma,
corresponde ao Carbonífero Inferior (Viseano) o qual era considerado ausente na bacia até
a presente pesquisa e demonstra que o hiato deposicional registrado pelos palinomorfos
corresponde a todo o Pennsylvaniano. A ocorrência de alguns grãos de polens na
assembleia microflorística exibida pelos carvões de Figueira, faz com que o conjunto
palinológico assemelhe-se mais com biozonas datadas do Serpukhoviano em diante, do que
com biozonas gondwânicas definidas para o Viseano. Na Bacia do Paraná isso corresponde
a biozona Ahrensisporites cristatus, de modo que sugere-se a extensão desta biozona para
corresponder também ao Mississipiano.
Palavras-chave: tonstein, Bacia do Paraná, palinoestratigrafia, Carbonífero Inferior,
Mississipiano.
90
1. Introdução
Os carvões brasileiros ocorrem em coberturas plataformais de idade
fanerozóica na Bacia do Paraná. Estas reservas afloram principalmente na região
sul do Brasil e são historicamente atribuídas à Formação Rio Bonito do Grupo Guatá
(Holz, 1998; Gomes et al., 2003), que representa parte da sequência sedimentar
permo-carbonífera da bacia, relacionada a fases de degelo de glaciares e subida do
nível do mar. Porém, nas unidades estratigráficas deste período da Bacia do Paraná
encontram-se
ausentes
fósseis
utilizados
no
estabelecimento
de
colunas
geocronológicas internacionais, como conodontes e amonóides (Milani et al., 2007).
De modo que as idades atribuídas a essas unidades são baseadas principalmente
na palinoestratigrafia, a qual está sujeita a problemas relacionados a endemismo da
flora gondwânica e extensão da bacia (Guerra-Sommer et al., 2008a).
Por outro lado, camadas de tonstein ocorrem intercaladas aos leitos
carboníferos da Formação Rio Bonito e atuam como marcadores cronoestratigráficos
mais confiáveis que ajudam a suprir a carência de fósseis de invertebrados. As
diversas datações que já foram realizadas nestas camadas de cinzas vulcânicas
alteradas têm sido integradas a dados palinológicos (Matos et al., 2001; RochaCampos et al., 2006; Guerra-Sommer et al. 2008a, 2008b, 2008c; Mori et al., 2012;
Simas et al. 2012; Cagliari et al., 2014; Cagliari et al., 2016; Griffis et al., 2017,
resumo das idades na Tabela 1) e também têm sido de grande importância para a
calibração dos esquemas bioestratigráficos de Souza & Marques-Toigo (2003, 2005)
e Souza (2006), vigentes atualmente na bacia, que posicionam as principais minas
de carvão do país (estados de Santa Catarina e Rio Grande do Sul) na biozona
Vittatina costabilis, com idades entre Sakmariano e Artinskiano.
Já os estratos de carvão do estado do Paraná, explorados no município de
Figueira, apresentam um único estudo palinoestratigráfico, realizado por Cortez et al.
(2007), que posicionaram a camada de carvão na zona Crucisaccites monoletus, a
qual ocorre abaixo da zona Vittatina costabilis, um indicativo que os carvões
paranaenses são mais antigos dos que os encontrados nos estados do sul. Além
disso, atualmente, o estado do Paraná conta somente com uma idade radiométrica,
obtida por Santos et al. (2006), para os estratos da Formação Irati, unidade mais
jovem que a Formação Rio Bonito. Logo, outros estudos na região ainda são
necessários. Uma nova ocorrência de tonstein foi constatada na região do município
91
de Figueira, de modo que essa contribuição tem como objetivo: (1) apresentar os
dados integrados de palinologia, referentes a sequência sedimentar em que as
cinzas se intercalam, com dados de U-Pb obtidos em cristais de zircão pelo método
LA-ICP-MS, (2) apresentar as principais características da camada, (3) discutir o
significado e implicações estratigráficas das idades obtidas.
2. ÁREA DE ESTUDO
A área de estudo encontra-se na região oeste do município de Figueira, ao
norte do estado do Paraná, nos campos de lavra da Companhia Carbonífera
Cambuí. A atual frente de lavra explorada pela Carbonífera é a mina subterrânea PI08 (559326 mE/7365795 mN) (Figura 1), aberta pela empresa no ano de 2011 e
lavrada desde 2013. A mina encontra-se a uma profundidade de cerca de 130 m,
apresentando estratos de carvão com espessuras médias de 0,67 m. A mina PI-08 é
também a única mina explorada pela Carbonífera, até hoje, em que aflora a camada
de tonstein aqui descrita.
3. CONTEXTO GEOLÓGICO
A Bacia do Paraná é uma bacia que se desenvolveu no interior cratônico do
supercontinente
Gondwana
que
compreende
seis
grandes
sequências
sedimentares-magmáticas demarcadas por discordâncias regionais (Milani et al.,
1998): 1) Rio Ivaí (Ordoviciano-Siluriano), 2) Paraná (Devoniano), 3) Gondwana I
(Carbonífero-Eotriássico), 4) Gondwana II (Meso a Neotriássico), 5) Gondwana III
(Neojurássico-Eocretáceo) e 6) Bauru (Neocretáceo). Destas supersequências, as
três mais antigas correspondem a expressivos ciclos transgressivos durante o
Paleozoico. As outras sequências representam pacotes sedimentares continentais
do Mesozoico.
A Supersequência Gondwana I encerra os pacotes sedimentares mais
espessos da Bacia do Paraná, na ordem de 2500 m (Milani et al., 2007), os quais
revelam as grandes mudanças nas condições ambientais ocorridas durante o
momento de sua deposição, que evolui desde um ambiente de influência glacial na
base da sequência, durante o Carbonífero Inferior, até um ambiente árido de interior
continental, nas porções superiores da sequência, durante o Eotriássico.
Essas
mudanças nas condições deposicionais encontram-se registradas, da base para o
92
topo, no Subgrupo Itararé e Aquidauana, Grupo Guatá, Grupo Passa Dois e
formações Pirambóia e Sanga do Cabral.
De
acordo
com
Milani
et
al.
(2007),
durante
o
Eocarbonífero
o
supercontinente Gondwana localizava-se a elevadas latitudes, de forma que neste
momento extensas calotas de gelo dominavam a porção austral do continente e
inibiam a sedimentação e/ou durante os interglaciais o degelo promovia a erosão
das camadas previamente depositadas, resultando em uma significativa lacuna entre
estratos neodevonianos e neocarboníferos. Conforme o paleocontinente migrava
para o norte, em direção a menores latitudes, a sedimentação em contexto
periglacial foi retomada e está registrada no Subgrupo Itararé, o qual refelte
depósitos ainda diretamente ligados à fase de degelo dos glaciares mississipianos,
representados por ciclos de sedimentação com afinamento de grãos em direção ao
topo da sequência, além de ritmitos, lamitos, folhelhos, conglomerados e,
secundariamente, leitos de carvão (Holz et al., 2010). O Subgrupo Itararé registra
sedimentação em ambientes de caráter glacio-lacustres ou de águas salobras que
foram sendo progressivamente influenciados pela água do mar (Eyles et al., 1993).
O Grupo Guatá é constituído pelas formações Rio Bonito, na base, e Palermo,
no topo. Este Grupo constitui a unidade geológica que sucede os estratos
glaciogênicos da Bacia do Paraná e representa a subida do nível do mar após a
deglaciação. A Formação Rio Bonito é composta predominantemente por arenitos,
siltitos e folhelhos e, subordinadamente, por camadas de carvão e calcário
(Schneider et al., 1974). As camadas carboníferas na base da Formação tendem a
ser mais finas (<0,5 m) e lateralmente descontínuas, tendo sido formadas em um
sistema fluvial e deltaico, como demonstrado por sua associação de fácies,
compostas por ortoconglomerados, arenitos subarcóseos, além de lamitos e carvão
(Holz et al., 2010). Ocorrem também, camadas de carvão mais espessas (mais de
2,5 m) e lateralmente contínuas (mais de 40 km) geradas a partir de um sistema
estuarino influenciado por ondas e marés. Tal sistema teria sido originado em um
ambiente deposicional de lagoa protegida, em que pântanos se formavam atrás da
ilha-barreira.
Zacharias & Assine (2005) atribuem à região de Figueira um ambiente
sedimentar de vales incisos (planícies de inundações) com influência marinha, onde
leitos descontínuos de carvões teriam se formado nas bordas da zona central dos
93
vales a partir de detritos vegetais autóctones e alóctones, que teriam sido
retrabalhados e concentrados por ondas. Esses níveis de carvão são explorados
pela Carbonífera Cambuí Ltda. (Figueira, Paraná), de onde foram coletadas as
amostras deste estudo. A geologia da mina PI-08, descrita a partir dos 13 m finais do
furo de sondagem F08-58 (559920 mE/7366783 mN, boca do furo a 585 m de
altitude, Figura 2), é composta principalmente por pacotes de siltitos carbonosos que
se encontram muitas vezes intercalados com lentes calcárias ou de arenitos finos,
com os quais apresentam contato gradacional. As estruturas observadas neste
litotipo são laminações plano-paralelas, acamamento ondulado e lenticular, podendo
também ser maciço, quando então se observa marcas de bioturbação. Carbonatos
de cálcio ocorrem na forma de calcilutito, que em algumas vezes se apresentam
como intercalações, de não mais de 1 cm, no meio de pacotes de argilitos maciços
de coloração arroxeada. Exibem ainda marcas de dissolução (estiólitos). O
carbonato de cálcio também está presente na forma de brechas, nas quais constitui
tanto a matriz quanto os clastos, mas também podendo ter a matriz argilosa e
somente os clastos carbonáticos.
4. METODOLOGIA
4.1 Coleta de amostras
Foram definidos três pontos de coleta de amostras seguindo os eixos de
desenvolvimento da mina em frentes de lavras ativas em abril de 2016: Eixo no
sentido N-S, Painel BD1/Travessa 26 (Ponto 1); Eixo no sentido N-S, Painel
BD0/Travessa 25 (Ponto 2); e Eixo no sentido W-E Painel 0/Travessa 31 (Ponto 3).
Todas as amostras de tonstein coletadas são referentes a uma única camada que
encontra-se intercalada a siltitos carbonosos (Figura 2). As amostras foram incluídas
no acervo do Laboratório de Paleohidrogeologia do Instituto de Geociências da
Universidade Estadual de Campinas, sob os códigos CP1/677 a CP1/679.
Já as amostras coletadas para o estudo paleopalinológico foram retiradas em
somente dois dos pontos de coleta. De cada um dos pontos coletou-se amostras de
carvão (Nível 1, Nível 2 e Nível 3), siltitos (Nível 4 e Nível 6) e tonstein (Nível 5),
seguindo a ordem estratigráfica de cada frente de lavra (Figura 2), totalizando doze
amostras. As primeiras seis amostras foram retiradas no painel BD-Travessa 26,
localizado entre as galerias ABD0 e BD-1 (Ponto 1). As amostras restantes vieram
94
do eixo de desenvolvimento oeste-leste da mina, na galeria WE0-Travessa 31
(Ponto 2). As amostras palinológicas também foram incluídas no acervo do
Laboratório de Paleohidrogeologia do Instituto de Geociências da Universidade
Estadual de Campinas, e receberam a numeração CP5/127 a 136.
4.2 Caracterização do tonstein
Após corte e descrição das amostras de rocha, foi selecionada uma amostra
de cada ponto de coleta para confeccionar 9 lâminas petrográficas, polidas e sem
lamínula, referentes a porção basal, média e de topo de cada material. Em seguida,
essas lâminas foram estudadas em microscópio petrográfico Zeiss Scope.A1 e em
microscópio eletrônico de varredura (MEV) LEO 430i, com acoplamento de um
espectrômetro de energia dispersiva (EDS) da Oxford Instruments para
análises semi-quantitativas.
Análises de difração de raio-x (DRX) foram realizadas nas amostras no
Laboratório de Difração de Raio-X do Instituto de Geociências da Universidade
Estadual de Campinas utilizando-se o difratômetro D2 Phaser Bruker, com radiação
Kα e tubo de Cu, a uma voltagem de 30 Kv e uma corrente de 10 mA, com o ângulo
2θ variando de 5-55°, aplicando-se o método: (a) pó total, (b) amostra orientada com
secagem natural e (c) amostra orientada glicolada.
4.3 Datação radiométrica do tonstein
Todo o procedimento de preparação de amostras foi realizado no Laboratório
de Separação Mineral para Geocronologia no Instituto de Geociências da
Universidade Estadual de Campinas.
As amostras foram britadas, moídas e então peneiradas em peneiras de 60
(0,250 mm de abertura), 80 (0,180 mm) e 120 (0,125 mm) mesh, de forma que 4
frações foram obtidas. De cada uma dessas frações, os minerais pesados presentes
foram concentrados por bateamento (separação gravimétrica). O concentrado não
apresentou grãos magnéticos, sendo grãos de pirita os principais constituintes do
volume total obtido. Para facilitar a coleta e separação dos grãos de zircão realizouse um procedimento para a dissolução dos cristais de pirita. Ácido nítrico foi utilizado
para a oxidação do sulfeto. Primeiramente, o procedimento foi realizado a frio e,
quando a reação parou, utilizou-se a chapa quente para aumentar o potencial de
reação. A temperatura inicial foi de 130°C e foi sendo aumentada até 215°C.
95
Quando toda a reação de dissolução parou, o ácido foi retirado e o resíduo lavado
diversas vezes com água destilada.
Observou-se que os cristais de zircão encontravam-se sempre nas frações de
120 mesh e de fundo da peneira, de modo que estas foram as frações em que se
realizou a retirada dos grãos, os quais foram distribuídos em resina epoxy. Os
mounts foram polidos com pastas diamantadas, para a obtenção de uma superfície
lisa e regular dos grãos, e enviados ao Laboratório de Geoquímica Isotópica do
Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro Preto, onde foram
realizadas as imagens de catodoluminescência, utilizando o equipamento SEM
JEOL JSM-6510LV, e as datações por U-Pb pelo método LA-ICP-MS. Utilizou-se o
espectrômetro de massa com ionização acoplada por plasma ThermoScientific
Neptune Plus MC-ICP-MS, acrescido de um sistema de ablação a laser G2 excimer,
spots de 20 µm e tempo de aquisição de cerca de 40 segundos (415 ciclos com
varreduras de ~0,1s cada). Para observações sobre as configurações do ICP-MS e
parâmetros utilizados no laser durante a análise, checar Lana et al. (2017).
Para correções de fracionamento de elementos induzido pelo laser e
correções de massa foram utilizados os padrões de referência BB (material de
referência primário), GJ-1 e PLES (materiais de referência secundários). Os dados
brutos foram processados e reduzidos usando uma planilha interna do Laboratório
de Geoquímica Isotópica de Ouro Preto, modificada do trabalho de Gerdes & Zeh
(2006). Correções foram feitas para background, tendência instrumental de desvio
de massa e chumbo comum. As idades foram calculadas utilizando-se o programa
Isoplot (Ludwig, 2012).
4.4 Estudo paleopalinológico
Todo o processamento palinológico para a extração e concentração da fração
orgânica das amostras foi realizado no Laboratório de Paleohidrogeologia do
Instituto de Geociências da Universidade Estadual de Campinas, através do método
de oxidação e tratamento com álcalis descrito por Bruch & Pross (1999) para
lignitos. Para as amostras de tonstein, a simples aplicação de HCl (37%) foi o
suficiente para a dissolução do cimento carbonático da rocha e liberação das frações
orgânicas presentes. Ao todo 34 lâminas foram analisadas. Procurou-se contar 400
palinomorfos para cada um dos níveis estudados, de modo que fosse possível
aplicar um estudo estatístico por nível. Os 400 pontos foram distribuídos de forma
96
que 200 pontos fossem referentes às amostras do Ponto 1 e os outros 200 pontos
fossem referentes ao Ponto 2. A seguir, os palinomorfos foram identificados
comparando-os com descrições em literatura específica.
5. RESULTADOS
5.1 Caracterização do tonstein de Figueira
A camada pode ser observada por toda a extensão da frente de lavra da mina
e é facilmente reconhecível por apresentar uma coloração cinza claro que se
destaca das outras rochas, que são mais escuras devido ao alto conteúdo de
matéria orgânica (Figura 3). Apresenta contatos abruptos com a camada de siltito
com a qual se intercala e possui uma espessura mínima de 5 cm e máxima de 25
cm.
Os resultados por difração de raios-x em pó total (Figura 4a) demonstraram
que a camada de tonstein possui uma composição com baixa diversidade de
minerais: quartzo, calcita, caulinita e pirita. Todos os difratogramas apresentam
comportamento semelhante, com picos de baixa intensidade na maioria dos ângulos
2θ e com a base mais alargada, devido a sobreposição de pico dos minerais. A
única exceção é o pico da calcita em aproximadamente 2θ=30°, que é o pico mais
intenso para esse mineral e que apresenta uma base estreita, refletindo sua boa
cristalização. Nas análises de amostra orientada não se observou o deslocamento
de picos entre a etapa de secagem natural (Figura 4b) e a etapa glicolada (Figura
4c), de modo que a presença de argila 1:1 foi confirmada e atribuída a caulinita.
Na petrografia, grãos de quartzo, juntamente com os grãos de feldspato,
biotita, ilmenita e zircão constituem a restrita assembleia mineral primária e de
origem vulcânica da rocha. Já as fases minerais originadas durante a diagênese são
calcita, caulinita e pirita. Os cristais de quartzo ocorrem em formas irregulares
angulosas e na forma de splinter. Em alguns casos é possível verificar polimorfos de
quartzo-β (Figura 5a) em sua típica forma bipiramidal. Grãos com bordas corroídas
também são comuns apresentando, em geral, formas mais arredondadas. Atribui-se
essa corrosão à fase diagenética de cimentação de carbonato, na qual o pH do meio
deveria ser muito alcalino para preservar intacto os cristais de quartzo. Pedaços
remanescentes de plagioclásios com composição de albita podem ser facilmente
reconhecidos pela macla polissintética que apresentam (Figura 5b). Já os grãos de
97
sanidina exibiram uma maior dificuldade para reconhecimento uma vez que são
grãos arredondados límpidos e que só se diferenciam dos grãos de quartzo pela
menor birrefringência. Cristais de biotita são escassos nas seções delgadas.
Apresentam-se como cristais finos e alongados. A ilmenita ocorre como mineral
secundário na rocha, sendo seus grãos reconhecidos somente através da análise de
MEV.
Os grãos piroclásticos possuem granulometria que varia desde silte grosso
(0,062-0,031mm) até areia muito fina (0,125-0,062mm). Porém, como os grãos de
feldspato apresentam quase sempre algum tipo de alteração para algum mineral
secundário e vários grãos de quartzo apresentam dissolução das bordas, é difícil
estimar com precisão o tamanho original dos cristais. A calcita é o principal mineral
autigênico e o principal constituinte da camada de rocha, ocorrendo de três formas:
1) como micrita; 2) na forma microcristalina; 3) na forma de cristais bem maiores
(Figura 5c), encontrados geralmente como pseudomorfos de feldspatos ou
preenchendo vênulas e outros espaços vazios, como amígdalas (Figura 5d). Muitas
vezes esses grãos são tão bem desenvolvidos que maclas e clivagens são visíveis.
No entanto, a calcita micrítica e microcistalina são as duas formas de ocorrência
predominante. Textura pseudomórfica foi a única textura identificada e pode ser
constatada na caulinita e na calcita que substituem os cristais de feldspato e na
caulinita que substitui a biotita.
Intercaladas na matriz carbonática observa-se laminações irregulares e
descontínuas formadas por porções mais argilosas. São nessas porções que estão
concentrados, predominantemente, os minerais primários (Figura 5e) e a caulinita
vermiforme (Figura 5f). Essas porções argilosas distribuídas em lâminas são
consideradas aqui porções remanescentes. Ou seja, porções que prevaleceram
sobre a intensa fase diagenética de cimentação do carbonato e por isso apresentam
padrões tão irregulares como os descritos. Definiu-se a caulinita como sendo a
primeira fase diagenética a se formar. No entanto, caulinita no formato vermiforme,
que evidencia sua formação in situ, é escassa. Aparece subordinada à caulinita na
forma microcristalina, de modo que é provável que a cimentação de carbonato,
correspondente à segunda fase diagenética, tenha ocorrido logo após o início da
fase da diagênese que originou o argilomineral, não tendo espaço então para o
desenvolvimento de formas vermiformes maiores.
98
A análise das lâminas delgadas no MEV com o auxílio do EDS revelou que
em muitas porções da matriz caulinítica a composição ainda se assemelha a de um
feldspato, pois aponta elementos como K, Na, Al, Si e O. Em outras porções o EDS
revela composições semelhantes a de biotita, com os elementos K, Fe, Mg, Ti, Al, Si
e O, uma demonstração de que a caulinita foi originada a partir da alteração desses
minerais primários.
5.1.1 Datação Radiométrica
Os grãos selecionados para a análise isotópica encontram-se em um intervalo
de tamanho de 50-130 µm, com uma média de 85 µm. Duas populações de zircões
com morfologias ligeiramente diferentes foram registradas. A primeira população
compreende a maior parte dos grãos e apresenta uma razão comprimento-largura
de 2:1. São euédricos e no geral tendem a ter as terminações mais arredondadas,
mas podendo apresentar, com menor frequência, terminações piramidais, além de
zonas oscilatórias típicas de zircões ígneos (Corfu et al., 2003).
A segunda população apresenta uma proporção comprimento-largura de 3:1,
são prismáticos, de faces bem formadas, alongados e com terminações piramidais
ou retas e, da mesma forma que a primeira população, apresentam também zonas
oscilatórias. Os grãos das duas populações são incolores e cristalinos, sem fraturas
e com raríssimas inclusões (Figura 6). A concentração média de U nos grãos é de
567 ppm e a média da razão Th/U é de 1,2.
Dos grãos de zircão coletados, 26 foram analisados, dos quais 7 forneceram
uma idade média concordante
206
Pb/238U igual a 343±3,6 Ma (MSWD = 2,0), com um
intervalo de confiança de 95% (Figura 7), a qual foi interpretada como a idade de
cristalização e deposição. Grãos de zircão mais antigos foram datados com idades
variando desde o Paleozoico Inferior até o Pré-Cambriano. Os dados isotópicos
obtidos podem ser observados na Tabela 2.
5.2 Dados palinológicos
Tanto a camada de siltito (Nível 4) sobrejacente aos níveis de carvão quanto
a camada de tonstein (Nível 5), entre os dois siltitos amostrados, são níveis estéreis
em palinomorfos. O único conteúdo orgânico presente é matéria orgânica amorfa e
diminutos pedaços de cutícula, ambos em baixas quantidades nas amostras.
99
Para os demais níveis, foi registrado um total de 15 gêneros de esporos
referentes a 21 espécies, bem como 13 gêneros de polens e 23 espécies. Além de 3
gêneros de algas, 1 de fungo e espécimes de acritarcas não identificados. Devido a
esterilidade do siltito referente ao Nível 4, desta seção em diante toda vez que nos
referirmos a “siltito”, sem especificação do nível estratigráfico, deve-se entender de
que se trata do siltito referente ao Nível 6, no topo da sequência sedimentar. A
distribuição das espécies por nível estratigráfico está representada na Figura 8.
Nos carvões a assembleia florística é dominada por esporos, que perfazem
63% do conjunto palinológico na base do carvão, 83% no meio do carvão e cerca de
71% no topo da camada. Os esporos predominantes são do tipo trilete acavados
Laevigati e Apiculati. Os grãos de pólen representam somente 6%, 3% e 8%,
respectivamente, da assembleia que é predominada por morfotipos bissacados não
teniados e monocolpados. Alguns taxa desaparecem no nível estratigráfico de siltito,
como
Psomospora
detecta,
Calamospora
sp.,
Granulatisporites
angularis,
Horriditriletes ramosus, Laevigatosporites plicatus e Lophotriletes.
No nível de siltito são os polens que dominam sobre os esporos, contribuindo
com 50% da assembleia, dos quais as formas monossacadas e monocolpadas são
as principais. Além disso, a abundância de taxa polínico na camada é maior, e
registra o surgimento dos taxa Illinites unicus, Striomonosaccites, Caheniasaccites,
Cannanoropollis, Limitisporites delasaucei, Pakhapites ovatus e Vittatina. Enquanto
que os esporos representam 43% da assembleia, sendo os esporos cingulizonados
Cristatisporites, Lundbladispora os predominantes que, juntamente com a terceira
espécie cingulizonada identificada, Vallatisporites, não ocorrem nos níveis
estratigráficos abaixo.
A listagem de espécies é apresentada nos tópicos seguintes, estando
organizada de forma alfabética e separada por litotipo, com espécies que ocorrem
exclusivamente, e por espécies que ocorrem em comum entre os dois níveis férteis.
Descrições sistemáticas das espécies com taxonomia aberta são apresentadas
como “Dados Complementares” deste artigo segundo o sistema de classificação
proposto por Potonié & Kremp (1954), modificado e complementado posteriormente
por outros autores. As ilustrações de cada taxa podem ser observadas nas figuras
9, 10 e 11.
100
5.2.1 Conjunto Palinológico do Carvão
Esporos
Calamospora sp.
Granulatisporites angularis Staplin 1960
Horriditriletes ramosus (Balme e Hennelly) Bharadwaj e Salujha 1964
Laevigatosporites plicatus Kar 1968
Lophotriletes pseudaculeatus Potonié & Kremp 1955
Lophotriletes sp.
Psomospora detecta Playford and Helby 1968
Polens
aff. Alisporites sp.
Colpisaccites granulosus
Limitisporites sp. 2
Algas
Tetraporina punctacta (Tiwari & Navale) Kar & Bose 1976
5.2.2 Conjunto Palinológico do Siltito
Esporos
Cristatisporites lestai Archangelsky & Gamerro 1979
Lundbladispora braziliensis (Marques-Toigo e Pons) Marques-Toigo e Picarelli 1984
Lundbladispora iphilegna Foster 1979
Lundbladispora riobonitensis Marques-Toigo e Picarelli 1984
Vallatisporites arcuatus (Marques-Toigo) Archangelsky & Gamerro 1979
Polens
Caheniasaccites elongatus Bose e Kar 1966
Caheniasaccites flavatus (Bose & Kar) Azcuy & di Pasquo 2000
Caheniasaccites ovatus (Bose & Kar) Archangelsky & Gamerro 1979
Cannanoropolis diffusus (Tiwari) Dias-Fabrício 1981
Cannanoropollis cf. C. janakii Potonié & Sah 1960
Cannanoropollis perfectus (Bose & Maheshwari) Dias-Fabrício 1981
Limitisporites sp. 1
Illinites unicus (Kosanke) Jansonius e Hills 1976
Pakhapites ovatus (Bose e Kar) Playford e Dino 2000
Protohaploxypinus goraiensis (Potonié & Lele) Hart 1964
101
Protohaploxypinus sp.
Striomonosaccites sp.
Vittatina corrugata Marques-Toigo 1974
Vittatina costabilis Wilson 1962
Vittatina subsaccata Samoilovich 1953
5.2.3 Conjunto Palinológico Comum ao Siltito e Carvão
Esporos
Calamospora hartungiana Schopf in Schopf, Wilson & Bentall 1944
Calamospora plicata (Luber e Valts) Hart 1965
Leiotriletes virkkii Tiwari 1965
Punctatisporites gretensis forma minor Hart 1965
Cyclogranispotites parvigranulosus (Leschik) Ybert 1975
Brevitriletes levis (Balme and Hennelly) Bharadwaj and Srivastava,1969
Converrucosisporites confluens (Archangelsky e Gamerro) Playford e Dino 2002
Verrucosisporites sp.
Laevigatosporites vulgaris (Ibrahim) Alpern & Doubinger 1973
Polens
Cycadopites sp.
Limitisporites delasaucei (Potonié & Klaus) Schaarshmidt 1963
Limitisporites sp.3
Scheuringippolenites medius (Burjack) Dias-Fabrício 1981
Algas
Brazilea scissa (Balme e Hennelly) Foster 1975
Brazilea sp. 1 Playford & Dino 2000
Navifusa variabilis Gutiérrez & Limarino 2001
Fungo
Portalites gondwanensis Nahuys, Alpern & Ybert 1968
6. DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
6.1
Implicações estratigráficas das idades: Bioestratigrafia vs. Idade
Absoluta
O posicionamento bioestratigráfico adotado aqui considerou o corrente
zoneamento para o Paleozoico Superior da Bacia do Paraná, proposto por Souza &
102
Marques-Toigo (2003, 2005) e Souza (2006). Levando-se em conta que no nível de
siltito, que corresponde ao topo da sequência estudada, há a ocorrência de Illinites
unicus, Protohaploxypinus goraiensis e Vittatina (corrugata, costabilis e subsaccta) o
posicionamento seria realizado dentro da Zona Vittatina costabilis (ZVc) (Figura 12),
uma vez que estas espécies são consideradas espécies índices desta biozona. O
limite inferior da ZVc é definido pelo registro da primeira ocorrência destas espécies
e marca a passagem do período Carbonífero para o período Permiano.
Devido a ausência de Illinites unicus, Vittatina e Protohaploxypinus goraiensis
nas camadas de carvão, considerou-se para a sequência estudada que a presença
destes taxa no nível de siltito correspondem a suas primeiras ocorrências. Assim, a
camada de siltito estaria posicionada na Subzona Protohaploxypinus goraiensis, e
corresponderia a uma idade Ghzeliana-Asseliana. A ausência de Hamiapollenites
karrooensis, bem como de Striatopodocarpites fusus e Staurosaccites cordubensis,
que definem a Subzona Hamiapollenites karrooensis, porção superior da ZVc,
contribuem para o posicionamento dos siltitos na subzona inferior.
Sabendo que o siltito é então de idade Ghzeliana-Asseliana, os carvões
devem, necessariamente, ser mais antigos. Porém, as principais espécies índices
que definem as palinozonas carboníferas da Bacia do Paraná como Ahrensisporites
cristatus (ZAc) e Crucisaccites monoletus (ZCm) não foram registradas. A única
espécie observada que poderia contribuir para o posicionamento dos leitos de
carvão
é
Psomospora
detecta,
espécie
essa
que
apresenta
restrições
bioestratigráficas no esquema proposto para a Bacia, podendo indicar então uma
posição em ZAc, de idade igual a Bashkiriano Superior-Kasimoviano. Os outros
componentes
palinológicos
do
carvão
como,
Calamospora,
Leiotriletes,
Punctatisporites e Horriditriletes são espécies com ampla distribuição estratigráfica,
que podem estar presente desde ZAc até ZVc, sendo então Psomospora o único
critério para se posicionar os carvões em ZAc (Figura 12).
Outro estudo palinológico já foi realizado em Figueira, nos mesmos campos
de lavras da Carbonífera Cambuí, mas em minas diferentes. Cortez et al. (2007)
examinaram amostras da mina Amando Simões - Poço 06 e Poço 01, e
posicionaram a camada de carvão na ZCm, devido à ausência de polens e
associação palinológica entre Cristatisporites, Vallatisporites, Calamospora e
Horriditriletes. Apesar de também terem registrado Ahrensisporites cristatus na
103
assembleia palinológica, o que poderia ser indicativo da biozona em que é restrito.
Logo, posicionando-se o siltito do topo da sequência na biozona ZVc e os leitos de
carvão, base da sequência, na biozona ZAc, observa-se que a seção estratigráfica
da mina PI-08 em Figueira registra um hiato deposicional correspondente ao
Pennsylvaniano Superior, e que os leitos de carvão explorados se depositaram
inteiramente durante o Carbonífero.
Por outro lado, as datações absolutas em camadas de tonstein na região sul
do Brasil (Rocha-Campos et al., 2006; Guerra-Sommer et al., 2008a; GuerraSommer et al., 2008b; Guerra-Sommer et al., 2008c; Mori et al., 2012; Simas et al.,
2012; Cagliari et al. 2014; Cagliari et al. 2016; Griffis et al. 2017), posicionam a
deposição da Formação Rio Bonito entre o Sakmariano e o Kunguriano
(Cisuraliano). Além de serem condizentes com as idades palinológicas, que
posicionam as camadas de carvão nas Subzonas Protohaploxypinus goraiensis
(Rocha-Campos et al., 2006; Guerra-Sommer et al., 2008a, 2008c; Simas et al.,
2012) ou Hamiapollenites karroensis (Guerra-Sommer et al., 2008b) dentro da Zona
Vittatina costabilis, e na Zona Lueckisporites virkkiae (Mori et al., 2012), sendo essas
biozonas as que definem os estratos permianos na Bacia.
A idade viseana de 343±3,6 Ma da camada de tonstein em Figueira, obtida
pelo método radiométrico, é uma idade muito mais antiga que as idades dos
tonsteins de Santa Catarina e Rio Grande do Sul e do que as biozonas propostas
para eles. De modo que surge então um dilema litoestratigráfico, já que as camadas
de carvão exploradas em Figueira não podem mais ser atribuídas à Formação Rio
Bonito. Por outro lado, o Subgrupo Itararé, unidade que ocorre logo abaixo da
Formação Rio Bonito, não consta na literatura com registros tão antigos.
Além disso, de acordo com Milani et al. (2007) durante o final do período
Devoniano e início do Carbonífero, a formação de calotas intermitentes de gelo
gerou grandes rebaixamentos do nível do mar, que expuseram e erodiram estratos,
caracterizando um hiato deposicional de cerca de 70 Ma, referente ao Mississipiano
na Bacia do Paraná, exatamente o intervalo em que se encontra o tonstein de
Figueira. De forma que, contrariamente ao que se é esperado, o hiato deposicional
registrado e também evidenciado pela palinoestratigrafia é correspondente a todo o
Pennsylvaniano.
104
6.2
Comparação com outras Bacias Gondwânicas
Registros mississipianos, e mais antigos do que o do Subgrupo Itararé,
podem ser encontrados no norte do Brasil, na Formação Faro e Oriximiná da Bacia
do Amazonas, Formação Jandaiatuba na Bacia do Solimões e Formação Poti na
Bacia do Parnaíba (Loboziak et al., 1998). A todas essas formações Melo &
Loboziak (2003) atribuem a Zona Cordylosporites magnidictyus (Mag), caracterizada
pela ocorrência de espécies como Auroraspora solisorta, Cirratriradites rarus,
Diatomozonotriletes fragilis, Indotriradites dolianitii, Foveosporites spp., Perotrilites
tessellatus, Schopfipollenites sp., Schopfites claviger, Spelaeotriletes owensii,
Vallatisporites ciliaris, Granulatisporites spp., Lycospora spp., Prolycospora rugulosa,
Waltzispora planiangulata e entre outras.
O conjunto palinológico que define a zona Mag difere em muito da assembleia
palinológica apresentada pelos níveis de carvão em Figueira, sendo a única
semelhança entre os dois conjuntos, o gênero de esporo Granulatisporites. Outra
característica importante da zona Mag é a ausência de polens, os quais aparecem
pela primeira vez na Bacia do Amazonas na biozona superior a Mag, denominada de
Zona Spelaeotriletes triangulus (Tri), do início do Pennsylvaniano, na qual ocorrem
polens monossacados, teniados (em baixa frequência) e bissacados não teniados,
como as espécies Limitisporites e Potonieisporites encontrados em Figueira.
No oeste da Argentina, depósitos que datam do início do Carbonífero são
descritos na Bacia Callingasta-Upsallata na Formação El Ratón (Amenábar & di
Pasquo, 2008) e nas formações Malimán e Cortaderas da Bacia Río Blanco (Pérez
Loinaze, 2007). As assembleias palinológicas descritas para essas formações são
classificadas dentro da biozona Cordylosporites-Verrucosisporites (CV), a qual é
definida pela presença de Cordylosporites marciae, Verrucosisporites congestus,
Verrucosisporites papulosus, Crassispora scrupulosa, Dibolisporites microspicatus,
Grandispora saurota, Knoxisporites literatus, Retusotriletes avonensis e acritarcas
(Césari & Gutiérrez, 2000). No entanto, nenhuma das espécies descritas para a
zona CV é encontrada na assembleia carbonífera de Figueira. Em novos
levantamentos palinológicos da Formação Cortaderas, Pérez Loinaze (2007) define
a Zona Reticulatisporites magnidictyus-Verrucosisporites quasigobbettii (MQ), que
substitui em parte a zona CV erigida por Césari & Gutiérrez (2000), na qual é
105
destacada a importância diagnóstica destas espécies, as quais não ocorrem nas
formações El Ratón e Malimán.
Essas duas espécies que definem a zona MQ, Reticulatisporites magnidictyus
e Verrucosisporites quasigobbettii, são espécies consideradas importantes nas
correlações intra-gondwânicas, uma vez que seu surgimento é interpretado como
sendo praticamente contemporâneo na América do Sul e Austrália (Dino & Playford,
2002). Na Austrália, estas espécies estão presentes na zona Granulatisporites
frustulentus. Acima desta zona ocorre a Zona Grandispora maculosa, a qual é
descrita por Playford (2015) para a Bacia de Perth, contendo uma assembleia
composta por, entre outros gêneros, Calamospora, Leiotriletes, Punctatisporites,
Cyclogranisporites e Verrucosisporites, que também são encontrados nos leitos de
carvão paranaenses, mas que correspondem a espécies diferentes das australianas.
Porém, a espécie Psomospora detecta, considerada uma importante espécie índice
para os carvões de Figueira, para a Bacia do Paraná e para correlações intragondwânicas (Dino & Playford, 2002), também ocorre e foi descrita com uma
distribuição rara na Bacia de Perth.
A idade radiométrica obtida por Gulbranson et al. (2010), de 335,99 ± 0,06
Ma, em um andesito da base da Formação Punta Del Agua (Bacia Río Blanco), o
qual tem sua porção superior correspondente à Formação Cortaderas, suporta uma
idade viseana superior a serpukhoviana inferior para as biozonas Mag, CV, MQ e
Grandispora maculosa.
Além de todas as espécies de esporos que estas biozonas correspondentes
compartilham, outra similaridade é a ausência de grãos de polens em seus estratos
viseanos. No registro mundial, as primeiras evidências de grãos de polens começam
a aparecer a partir do Serpukhoviano (Mississipiano Superior, Melo & Loboziak,
2003; Souza, 2006; Pérez Loinaze, 2007). Apesar de grãos de pólen estarem
presentes em baixas frequências nos carvões de Figueira, suas ocorrências são um
marco estratigráfico importante, pois, palinologicamente, constituem um indício de
estratos mais jovens.
Comparando-se então o conjunto palinológico com as biozonas definidas logo
acima do Viseano, nota-se a introdução de polens monossacados e bissacados não
teniados, características encontradas a partir da Subzona A da biozona Raistrickia
densa-Convolutispora muriornata (DM) definida para as bacias do oeste argentino
106
(Césari & Gutiérrez, 2000) e da biozona Tri, das bacias do norte brasileiro, como
discutido acima. A idade de 319,57 ± 0,09 Ma obtida por Gulbranson et al. (2010),
para a base da Formação Río Del Peñon (Bacia Río Blanco, Argentina), confirma a
idade serpukhoviana-bashkiriana (Pennsylvaniano) para a porção inferior da biozona
DM.
6.3
Interpretações Ambientais e Estabelecimento da Paleoflora
Os principais constituintes palinológicos dos carvões de Figueira são os
esporos, que são considerados como elementos parautóctones em uma assembleia
fossilífera, estando em acordo com o que em geral é aceito para a origem dos
carvões da Formação Rio Bonito (Jasper et al., 2006). Elementos alóctones foram
registrados em baixas frequências representados por grãos de polens, assim como
os elementos autóctones presentes na forma de algas (Brazilea, Navifusa e
Tetraporina) e esporos de fungo (Portalites e indeterminados). Os gêneros de alga
Brazilea e Tetraporina evidenciam deposição em um ambiente de água doce
(Gutiérrez & Limarino, 2001; Guerra-Sommer et al., 2008d; Gutiérrez et al. 2015)
enquanto que o gênero Navifusa é considerada como parte de microplâncton
marinho (Gutiérrez & Limarino, 2001; Jasper et al., 2006), e poderia ser indicativo de
pequenas ingressões marinhas, uma vez que a quantidade registrada é muito baixa.
No nível de siltito estudado, os grãos de polens dominam sobre os esporos, que
mesmo assim perfazem uma importante parcela do conjunto. Com base nas
diferenças de constituintes entre o nível de carvão e a camada de siltito, definiu-se
duas assembleias paleoflorísticas para a sequência sedimentar estudada.
A Assembleia I, presente no carvão, é constituída predominantemente por
Polypodiopsida (filicófitas) com ampla diversidade de espécies, e subordinadamente
por Equisetopsida (esfenófitas) com baixa variedade de espécies e ausência de
licófitas. A ocorrência destas classes de pteridófitas indica uma associação higrohidrófila. Portanto, é provável que essa assembleia estivesse muito próxima do
corpo d’água e do ambiente de deposição, formando uma comunidade mais
herbácea (Guerra-Sommer et al., 2008d). Nota-se também que o conjunto
palinológico da porção basal, média e de topo da camada de carvão permanece
praticamente a mesma, indicando uma paleoflora bem estabelecida durante todo o
momento de formação do carvão (Cazzulo-Klepzig et al., 2007). Os grãos de pólen,
107
que fazem parte dessa assembleia, refletem uma associação de gimnospermas
higro-mesófila, as quais provavelmente pertenciam a um bosque localizado um
pouco mais distantes da fonte de água.
Essa configuração palinológica difere, no entanto, do que é observado nas
jazidas de carvão no afloramento Quitéria (Jasper et al., 2006; Guerra-Sommer et
al., 2008c; Boardman et al., 2012a) e mina Faxinal (Boardman et al., 2012b), nas
quais
há
o
predomínio
de
espécies
relacionadas
a
licófitas
arbóreas
(Lundbladispora). O conjunto palinológico destas outras minas de carvão está mais
de acordo com o que se observa para a segunda assembleia definida para a
sequência, a Assembleia II presente no nível de siltito. Na Assembleia II, há o
predomínio de grãos de polens monossacados e teniados correlacionáveis com
gimnospermas do tipo coníferas e glossopterodófitas. Enquanto que os principais
representantes dos esporos são de um grupo restrito de licófitas arbustivas
(Lundbladispora, Vallatisporites, Cristatisporites), com pouquíssimos representantes
de esfenófitas e filicófitas. O conjunto de espécies demonstra uma associação higromesófila a meso-xerófila.
Notavelmente a comunidade paleoflorística mudou durante a deposição da
sequência estudada. Muitas espécies desaparecem após a deposição da camada de
carvão, dando lugar para uma nova comunidade se estabelecer. Essa diferença
entre as comunidades pode ser referente a mudanças ambientais ocorridas no
momento de deposição, já evidenciada pela diferença de deposição de sedimento,
mas também pela associação entre as espécies, que parece ter evoluído de um
ambiente úmido para um ambiente um pouco mais árido e quente. Souza et al.
(2010) ao estudar os ritmitos do Subgrupo Itararé dominados por esfenófitas e
filicófitas associa os esporos desses vegetais a terrenos mais baixos, como planícies
de inundação, onde essa comunidade habitava durante climas mais frios. Já os
grãos de pólen monossacados derivados de coníferas representariam uma flora de
áreas mais altas. Por outro lado, grãos de polens bissacados teniados refletem uma
flora de terrenos altos, mais abertos (Boardman et al., 2012a), dominada por
coníferas e glossopteridófitas, as quais são comumente encontradas em depósitos
de deglaciação, sendo um indicativo da proliferação da comunidade vegetal em
resposta a um regime climático mais ameno (Souza et al., 2010; Mori & Souza,
2012).
108
De acordo com López-Gamundí et al. (1992) é possível reconhecer cinco
estágios paleoclimáticos que predominaram no Gondwana durante o Paleozoico
Superior. O Estágio I corresponde ao início do Carbonífero, com idades do fim do
Tournaisiano e começo do Viseano, em que um regime pré-glacial predominava,
com condições climáticas mais úmidas e provavelmente quentes, em que licófitas
pequenas e pteridospermas formavam uma comunidade vegetal higro-mesófila. Do
final do Viseano ao Bashkiriano, um período glacial se estabelece, caracterizando o
Estágio paleoclimático II, o qual teve uma maior estensão marinha do que
continental.
O aumento das temperaturas e da umidade, durante o Pennsylvaniano Médio
e Superior, marca um estágio de melhoria climática (Estágio III), caracterizado por
depósitos de transgressões marinhas pós-glaciais, lacustres e camadas de carvão,
formadas por uma paleocomunidade de licófitas, esfenófitas e gimnospermas.
Nestas novas condições climáticas, profundas modificações ocorreram na flora, e os
registros de grãos de pólens monossacados em sedimentos relacionados a este
período indicam progressiva colonização de terrenos mais elevados por Cordaites.
Além disso, as licófitas pequenas que caracterizam o Estágio I foram substituídas
por espécies maiores e arbóreas (Césari et al., 2011).
A partir do Ghzeliano e início do Permiano, estabelece-se o Estágio
paleoclimático IV, em que as condições climáticas vão progressivamente mudando
de úmida e temperada até atingir Estágio V, ao longo do Permiano, quando o clima
se torna árido e semiárido. Durante este intervalo de tempo, a diminuição da
umidade, juntamente com o aumento da temperatura, contribuiu para o
estabelecimento de um clima sasonal, bem como o desaparecimento das camadas
de carvão e um aumento na deposição de camadas evaporíticas, principalmente
formadas por calcita e gipsita, e de red beds. Neste novo cenário, surgem os
primeiros registros macroflorísticos de glossopterídeas e coníferas e uma maior
quantidade de polens teniados e bissacados teniados.
A idade radiométrica obtida para o tonstein de Figueira posiciona a
Assembleia I da camada de carvão estudada no período climático descrito para o
Estágio paleoclimático I, período úmido e de condições amenas, o que é condizente
com um ambiente de formação de carvão. Neste estágio climático também se
depositaram as formações Malimán e El Ratón, e a flora correspondente seria a
109
encontrada nas zonas CV e MQ das bacias argentinas (López-Gamundí et al., 1992;
Césari et al., 2011). A ocorrência em grandes quantidades de polens monossacados
e, em uma quantidade menos expressiva, de polens teniados na Assembleia II,
descrita para o siltito, sugere o desenvolvimento de uma paleoflora sob condições
climáticas de transição entre o Estágio III para o IV.
6.4
Possível Fonte de Cinzas
A atual configuração da plataforma sul americana é o resultado de complexos
processos
de
colagem
de
blocos
cratônicos,
de
idades
arqueanas
e
paleoproterozóicas, que se juntaram à margem sudoeste do Gondwana durante o
fim do Pré-cambriano e início do Paleozoico (Ramos, 1988). A aglutinação desses
terrenos alóctones à
margem
gondwânica
produziu
importantes episódios
orogênicos, durante o Fanerozoico, que influenciaram a evolução de faixas dobradas
e bacias de antepaís, mas que afetaram também o interior cratônico do
supercontinente (Milani & Ramos, 1998).
De acordo com Milani & Ramos (1998) dois ciclos tectono-sedimentar
marcaram a história fanerozoica da porção sudoeste do Gondwana: Ciclo
Famatiniano, de idade ordoviciana a devoniana, e o Ciclo Gondwânico, de idade
carbonífera a triássica. Ao Ciclo Orogênico Famatiniano pertencem às orogenias
Oclóyica e Precordilheirana, responsáveis por deformações compressivas, além de
depósitos sedimentares e magmáticos. Já o Ciclo Gondwânico inclui as orogenias
Chanica e Sanrafaélica.
Durante o Ciclo Gondwânico a colisão do terreno Chilenia, durante o final do
período Devoniano e início do Carbonífero, dá início a um complexo sistema de
subducção de placa oceânica sob a margem continental oeste do Gondwana (Kay,
1993). As deformações que se seguiram são atribuídas à orogenia Chanica. A
evolução desta zona de subducção culminou na formação de um arco magmático
denominado Choiyoi, como resposta dos movimentos da orogenia Sanrafaélica.
Esse arco magmático estendia-se desde a região sul do Peru até a Antártica e
Austrália e, no clímax de sua atividade vulcânica, produziu um grande volume de
cinzas que foram transportadas e se acumularam em ambientes marinhos e
continentais (Benedetto, 2012).
110
Atualmente é aceito que o vulcanismo Choiyoi é a possível fonte das cinzas
vulcânicas encontradas associadas com os estratos permianos da Bacia do Paraná
(Matos et al., 2001; López-Gamundi, 2006; Santos et al., 2006; Guerra-Sommer et
al., 2008a,b,c; Mori et al., 2012), uma vez que rochas vulcânicas da região da
Patagônia, Argentina, revelam idades semelhantes aos dos estratos da bacia
(Rocha-Campos et al., 2011). No entanto, como a camada em Figueira demonstrou
ter mais do que 40 Ma de diferença em relação a fase inicial do vulcanismo Choiyoi,
essa fonte de cinzas para o tonstein de Figueira deve ser descartada.
Logo, deve-se atentar para as fases de deformação anteriores a orogenia
Sanrafaélica. Na região central do Chile e região oeste da Argentina, rochas
vulcânicas, compostas essencialmente por quartzo, plagioclásio, k-feldspato e
zircão, como mineral acessório, foram registradas por Martina et al. (2007), os quais
obtiveram uma idade U-Pb SHRIMP em zircões igual a 350 Ma. Em novas datações
de duas amostras de riolito realizadas pelos mesmos autores (Martina et al., 2011),
nas rochas da mesma região antes estudada, revelaram idades de 348 ± 3 Ma e 342
± 0,97 Ma. Essas idades são muito próximas da idade de 343,0 ± 3,6 Ma encontrada
nos zircões do tonstein de Figueira. De acordo com Martina et al. (2007, 2011),
essas rochas poderiam estar relacionadas com a acreção do terreno Chilenia
(orogenia Chanica) e o vulcanismo ácido poderia ser atribuído à ascensão da
astenosfera em uma margem convergente.
7. CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
A sequência sedimentar que compõe a frente de lavra da Carbonífera Cambuí
na região de Figueira, Paraná, registra um hiato deposicional evidenciado pelo
posicionamento dos siltitos do topo da sequência na Subzona Protohaploxypinus
goraiensis, da Zona Vitattina costabilis, e da camada de carvão da base da
sequência na Zona Ahrensisporites cristatus, evidenciando que a formação dos
leitos de carvão se deu inteiramente durante o Carbonífero. Além disso, o
posicionamento dos carvões em um nível estratigráfico mais abaixo do que a ZVc,
na qual as principais jazidas brasileiras de carvão são posicionadas, cria a
possibilidade da Formação Rio Bonito se estender além do limite entre CarboníferoPermiano. Uma segunda possibilidade é de que os carvões aqui estudados
pertençam na verdade ao Subgrupo Itararé.
111
A obtenção da idade viseana de 343±3,6 Ma para o tonstein com cimento
calcítico de Figueira, posicionados acima dos leitos de carvão, demonstra que o
hiato deposicional encontrado corresponde a todo o Pennsylvaniano. A idade
também torna os leitos de carvão de Figueira o primeiro registro do Carbonífero
Inferior na Bacia do Paraná, o qual era considerado ausente até o momento. Desta
forma, a ausência de biozoneamentos para este intervalo estratigráfico na Bacia do
Paraná força a comparação do conjunto palinológico referente aos carvões com
esquemas bioestratigráficos definidos em outras bacias, como as argentinas,
australianas e as bacias do norte do país. Porém, a ausência de espécies comuns a
estas bacias e a este período específico do tempo geológico, torna inadequado o
emprego destes esquemas bioestratigráficos mississipianos.
Nota-se que a assembleia palinológica dos carvões assemelha-se muito mais
com as zonas Ahrensisporites cristatus e Crucisaccites monoletus e as biozonas de
idades pennsylvanianas das outras bacias gondwânicas. A ocorrência de grãos de
polens nos carvões também é contrária ao que é considerado na literatura, a qual
aponta os primeiros registros de pólen como ocorrendo durante o Serpukhoviano, o
que reforça a similaridade do carvão com as biozonas do Carbonífero Superior da
bacia. Logo, uma possibilidade é a extensão destas biozonas para a porção inferior
do Carbonífero.
Novos estudos palinoestratigráficos são ainda necessários na área abordando
intervalos sedimentares maiores, que abranjam camadas acima do siltito estudado e
abaixo do nível de carvão, a fim de que a distribuição das espécies de palinomorfos
seja verificada com maior detalhamento. Além disso, uma nova datação radiométrica
poderia ser realizada no intervalo, para verificação e confirmação da idade
encontrada, uma vez que essa contribuição constitui uma abordagem inicial
explorando a potencialidade da nova ocorrência de tonstein como uma ferramenta
de calibração de biozonas.
AGRADECIMENTOS
O estudo foi financiado pela Fundação de Amparo a Pesquisa do Estado de
São Paulo (FAPESP, processo número 2016/20927-0) e pelo Conselho Nacional de
Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq). Em especial, agradecemos a
Carbonífera do Cambuí Ltda. (Figueira-PR) pela permissão de visitar seus campos
112
de lavra e auxílio na coleta de materiais e ao geólogo Fábio Branco pela ajuda no
trabalho de campo.
REFERÊNCIAS
Amenábar, C.R. & di Pasquo, M. 2008. Nuevos aportes a la palinología, cronología y
paleoambiente de la Precordillera Occidental de Argentina: formaciones El
Planchón, Codo (Devónico) y El Ratón (Mississippiano). Acta geológica
lilloana, 21(1): 3-20.
Benedetto, J. L. 2012. El continente de Gondwana a través del tiempo. Una
Introducción a la Geología Histórica. Córdoba: Academia Nacional de
Ciencias, 2ª Ed., Cap 6: 231-280.
Boardman, D. R.; Iannuzzi, R.; Souza, P. A.; Cunha Lopes, R. 2012-b.
Paleobotanical and palynological analysis of Faxinal Coalfield (Lower
Permian, Rio Bonito Formation, Paraná Basin), Rio Grande Do Sul,
Brazil. International Journal of Coal Geology, 102: 12-25.
Boardman, D. R.; Souza, P. A.; Iannuzzi, R.; Mori, A. L. O. 2012-a. Paleobotany and
Palynology of the Rio Bonito Formation (Lower Permian, Paraná Basin, Brazil)
at the Quitéria Outcrop. AMEGHINIANA, 49 (4): 451 – 472.
Bruch, A.A. & Pross, J. 1999. Palynomorph extraction from peat, lignite and coal. In:
Jones, T.P. & Rowe, N.P. (eds.) Fossil Plants an Spores: modern techniques.
Geological Society, p. 26-30.
Cagliari, J., Lavina, E.L.C., Philipp, R.P., Tognoli, F.M.W., Basei, M.A.S., Faccini,
U.F. 2014. New Sakmarian ages for the Rio Bonito formation (Parana Basin,
southern Brazil) based on LA-ICP-MS U-Pb radiometric dating of zircons
crystals. Journal of South American Earth Sciences, 56: 265-277.
Cagliari, J., Philipp, R.P., Buso, V.V., Netto, R.G., Hillebrand, P.K., da Cunha Lopes,
R., Basei, M.A.S., Faccini, U.F. 2016. Age constraints of the glaciation in the
Paraná Basin: evidence from new U–Pb dates. Journal of the Geological
Society, 173(6): 871-874.
Cazzulo-Klepzig, M.; Guerra-Sommer, M.; Menegat, R.; Simas, M. W.; Mendonça
Filho, J. G. 2007. Peat-forming environment of Permian coal seams from the
Faxinal coalfield (Paraná Basin) in southern Brazil, based on palynology and
palaeobotany. Revista brasileira de paleontologia, 10(2): 117-127.
113
Césari, S.N. & Gutiérrez, P.R. 2000. Palynostratigraphy of upper Paleozoic
sequences in central‐western Argentina. Palynology, 24(1): 113-146.
Césari, S.N., Limarino, C.O., Gulbranson, E.L. 2011. An Upper Paleozoic biochronostratigraphic scheme for the western margin of Gondwana. EarthScience Reviews, 106(1-2): 149-160.
Cohen, K.M., Finney, S.C., Gibbard, P.L. & Fan, J.-X. 2013. The ICS International
Chronostratigraphic Chart. Episodes 36: 199-204.
Corfu, F.; Hanchar, J.M.; Hoskin, P.W.O.; Kinny, P. 2003. Atlas of zircon textures.
Reviews in mineralogy and geochemistry, 53(1): 469-500.
Cortez, Isabel; Prandi, P. L.; Pereira, C. M.; Ricardi-Branco, F. S. T. 2007.
Paleopalinologia da Mina Amando Simões Membro Triunfo (Permiano
Inferior), Formação Rio Bonito, Figueira, Paraná, Brasil. In: Carvalho, I. de S.;
Cassab,
R.C.T.; Schwanke, C; Carvalho, M.A.; Fernandes, A.C.S.;
Rodrigues, Maria A.C.; Carvalho, M.S.S.; Arai, M.; Oliveira, M.E.Q. [Eds.].
Paleontologia: Cenários de Vida, Rio de Janeiro: Interciência, v. 2, p. 523-532.
Dino, R. & Playford, G. 2002. Miospores Common to South American and Australian
Carboniferous
Sequences:
Stratigraphic
and
Phytogeographic
In:
Carboniferous and Permian of the World. Hills, L.V., Henderson, C.M.,
Bamber, E.W. [Eds.], Canadian Society of Petroleum Geology, Memoir, 19:
336-359.
Eyles, C.H., Eyles, N., França, A.B. 1993. Glaciation and tectonics in an active
intracratonic basin: the Late Palaeozoic Itararé Group, Paraná Basin,
Brazil. Sedimentology, 40(1): 1-25.
Gerdes, A. & Zeh, A. 2006. Combined U–Pb and Hf isotope LA-(MC-) ICP-MS
analyses of detrital zircons: comparison with SHRIMP and new constraints for
the provenance and age of an Armorican metasediment in Central
Germany. Earth and Planetary Science Letters, 249(1-2): 47-61.
Gomes, A.J.P.; Cruz, P.R.; Borges, L.P. 2003. Recursos Minerais Energéticos:
Carvão e Urânio. In: Bizzi, L.A.; Schobbenhaus, C.; Vidotti, R.M.; Gonçalves,
J.H. [Eds.], Geologia, Tectônica e Recursos Minerais do Brasil: Textos, mapas
e SIG, Parte IV, CPRM - Serviço Geológico do Brasil, p.577-629.
Griffis, N.P., Mundil, R., Montañez, I.P., Isbell, J., Fedorchuk, N., Vesely, F., Ianuzzi,
R., Yin, Q. Z. 2017. A new stratigraphic framework built on U-Pb single-zircon
114
TIMS ages and implications for the timing of the penultimate icehouse (Paraná
Basin, Brazil). GSA Bulletin.
Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Formoso, M. L. L.; Menegat, R.; Fo, J. G.
M. 2008-c. U–Pb dating of tonstein layers from a coal succession of the
southern Paraná Basin (Brazil): a new geochronological approach. Gondwana
Research, 14(3): 474-482.
Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Jasper, A.; Kalkreuth, W.; Menegat, R.;
Barboza, E. G. 2008-d. Paleoecological patterns at the coal-roof shale
transition in an outcrop of the Permian Brazilian Gondwana. Revista Brasileira
de Paleontologia, 11(1): 11-26.
Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Menegat, R.; Formoso, M. L. L.; Basei, M.
A. S.; Barboza, E. G.; Simas, M. W. 2008-a. Geochronological data from the
Faxinal coal succession, southern Paraná Basin, Brazil: A preliminary
approach combining radiometric U-Pb dating and palynostratigraphy. Journal
of South American Earth Sciences, 25: 246–256.
Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Santos, J. O. S.; Hartmann, L. A.; Ketzer,
J. M.; Formoso, M. L. L. 2008-b. Radiometric age determination of tonsteins
and stratigraphic constraints for the Lower Permian coal succession in
southern Paraná Basin, Brazil. International Journal of Coal Geology, 74: 13–
27.
Gulbranson, E.L., Montañez, I.P., Schmitz, M.D., Limarino, C.O., Isbell, J.L.,
Marenssi, S.A., Crowley, J.L. 2010. High-precision U-Pb calibration of
Carboniferous
glaciation
and
climate
history,
Paganzo
Group,
NW
Argentina. Bulletin, 122(9-10): 1480-1498.
Gutiérrez, P. R., Balarino, M. L., Beri, Á. 2010. Palynology of the lower permian of
paraná Basin, Uruguay. Journal of Systematic Palaeontology, 8(4): 459-502.
Gutiérrez, P.R. & Limarino, C.O. 2001. Palinología de La Formación Malanzán
(Carbonífero Superior), La Rioja, Argentina: nuevos datos y consideraciones
paleoambientales. Ameghiniana, 38(1): 99-118.
Gutiérrez, P.R., Balarino, M.L., Beri, Á. 2010. Palynology of the lower permian of
paraná Basin, Uruguay. Journal of Systematic Palaeontology, 8(4): 459-502.
Gutiérrez, P.R.; Beri, Á.; Balarino, M. L.; Zavattieri, A. M. 2015. Palinomorfos de
afinidad incierta en la perforación DI.NA.MI.GE. 254 “Paso de las Toscas”
115
(Pérmico
Inferior),
Cuenca
Paraná,
Uruguay.
Revista
Brasileira
de
Paleontologia, 18 (1): 121-140.
Holz, M. 1998. The Eo-Permian coal seams of the Paraná basin in southernmost
Brazil: An analysis of the depositional conditions using sequence stratigraphy
concepts. International Journal of Coal geology, 36: 141-163.
Holz, M.; França, A. B.; Souza, P. A.; Iannuzzi, R.; Rohn, Rosemarie. 2010. A
stratrigraphic chart of the Late Carboniferous/Permian succession of the
eastern border of the Paraná Basin, Brazil, South America. Journal of South
American Earth Sciences, 29: 381–399
Jasper, A.; Menegat, R.; Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Souza, P.A.
2006. Depositional cyclicity and paleoecological variability in an outcrop of Rio
Bonito formation, Early Permian, Paraná Basin, Rio Grande do Sul,
Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 21(3): 276-293.
Kay, S.M. 1993. Late Paleozoic tectonics in southern South America: a global
perspective. XII International Congress on Carboniferous Permian, Comptes
Rendus, (1): 109-122.
Lana, C., Farina, F., Gerdes, A., Alkmim, A., Gonçalves, G. O., Jardim, A. C. 2017.
Characterization of zircon reference materials via high precision U–Pb LA-MCICP-MS. Journal of Analytical Atomic Spectrometry, 32(10): 2011-2023.
Loboziak, S., Melo, J.H.G.,, Streel, M. 1998. Reassessment of Viséan miospore
biostratigraphy in the Amazon Basin, northern Brazil. Review of Palaeobotany
and Palynology, 104(2): 143-155.
López-Gamundi, O. 2006. Permian plate margin volcanism and tuffs in adjacent
basins of west Gondwana: Age constraints and common characteristics.
Journal of South American Earth Sciences, 22, p.227-238.
López-Gamundí, O.R., Limarino, C.O., Cesari, S.N. 1992. Late Paleozoic
paleoclimatology
of
central
west
Argentina. Palaeogeography,
Palaeoclimatology, Palaeoecology, 91(3-4): 305-329.
Ludwig K.R. 2012. Isoplot Version 3.75: a Geochronological Toolkit for Microsoft
Excel. Berkeley Geochronology Center, Berkeley, CA, 75pp.
Martina, F., Viramonte, J.M., Astini, R.A., Pimentel, M.M., Dantas, E. 2007. Evidence
of Early Carboniferous Pre-Choiyoi volcanism in western Gondwana: first
116
isotopic, geochemical and U–Pb SHRIMP data. XX Colloquium on Latin
America, Abstracts (Vol. 51).
Martina, F., Viramonte, J.M., Astini, R.A., Pimentel, M.M., Dantas, E. 2011.
Mississippian volcanism in the south-central Andes: new U–Pb SHRIMP
zircon
geochronology
and
whole-rock
geochemistry. Gondwana
Research, 19(2): 524-534.
Matos, S. L.F.; Yamamoto, J. K.; Riccomini, C.; Hachiro, J.; Tassinari, C. C. G. 2001.
Absolute dating of Permian ash-fall in the Rio Bonito Formation, Paraná Basin,
Brazil. Gondwana Research, v. 4(3): 421-426.
Melo, J.H.G., & Loboziak, S. 2003. Devonian–Early Carboniferous miospore
biostratigraphy of the Amazon Basin, Northern Brazil. Review of Palaeobotany
and Palynology, 124(3-4): 131-202.
Milani, E. J.; Faccini, U. F.; Scherer, C. M.; Araújo, L. M.; Cupertino, J. A. 1998.
Sequences and stratigraphic hierarchy of the Paraná Basin (Ordovician to
Cretaceous), southern Brazil. IG-USP, Boletim Série Científica n.29, p.125173.
Milani, E. J.; Melo, J. H. G.; Souza, P. A.; Fernandes, L. A.; França, A. B. 2007.
Bacia do Paraná. Petrobras, Boletim de Geociências v.15, n.2, p.265-287.
Milani, E.J., & Ramos, V.A. 1998. Orogenias paleozóicas no domínio sul-ocidental do
Gondwana e os ciclos de subsidência da Bacia do Paraná. Revista Brasileira
de Geociências, 28(4): 473-484.
Mori, A. L. & Souza, P. A. 2012. Análise palinoestratigráfica dos depósitos permianos
(Poços
HN-05-RS
E
HN-25-RS)
do
sul
da
Bacia
do
Paraná. Ameghiniana, 49(3): 319-342.
Mori, A.L.O.; Souza, P.A.; Marques, J.C.; Lopes, R.C. 2012. A new U-Pb zircon age
dating and palynological data from a Lower Permian section of the
southernmost
geochronological
Paraná
Basin,
implications
for
Brazil:
Biochronostratigraphical
Gondwanan
correlation.
and
Gondwana
Research: 21: 654-669.
Pérez Loinaze, V. 2007. A Mississippian miospore biozone for Southern
Gondwana. Palynology, 31(1): 101-117.
117
Playford, G. 2015. Mississippian palynoflora from the northern Perth Basin, Western
Australia:
systematics
and
stratigraphical
and
palaeogeographical
significance. Journal of Systematic Palaeontology, 14(9): 731-770.
Ramos,
V.A.
1988.
The
tectonics
of
the
Central
Andes;
30°
to
33°S
latitude. Geological Society of America, Special Paper, 218: 31-54.
Rocha-Campos, A. C.; Basei, M. A. S.; Nutman, A. P.; Santos, P. D. 2006. SHRIMP
U-Pb
zircon
geochronological
calibration
of
the
Late
Paleozoic
supersequence, Paraná Basin, Brazil. In: South American Symposium on
Isotope Geology, No. 5, p.: 298-301.
Rocha-Campos, A.C.; Basei, M.A.; Nutman, A.P.; Kleiman, L.E.; Varela, R.;
Llambias, E.; Canile, F.M.; da Rosa, O. de C.R. 2011. 30 million years of
Permian volcanism recorded in the Choiyoi igneous province (W Argentina)
and their source for younger ash fall deposits in the Paraná Basin: SHRIMP
U–Pb zircon geochronology evidence. Gondwana Research, 19: 509–523.
Santos, R.V.; Souza, P.A.; Alvrenga, C.J.S.; Dantas, E.L.; Pimentel, M.M.; Oliveira,
C.G.; Araújo, L.M. 2006. Shrimp U-Pb zircon dating and palynology of
bentonitic layers from the Permian Irati Formation, Paraná Basin, Brazil. In:
Gondwana Reaserch, Vol. 9, Anais…, p.456-463.
Schneider, R.L.; Mühlmann, H.; Tommasi, E.; Medeiros, R.A.; Daemon, R.F.;
Nogueira, A.A. 1974. Revisão Estratigráfica da Bacia do Paraná. In:
Congresso Brasileiro de Geologia, 28, Anais, p. 41-65.
Simas, M.W.; Guerra-Sommer, M.; Cazzulo-Klepzig, M.; Menegat, R.; Santos,
J.O.S.; Ferreira, J.A.F.; Degani-Schmidt, I. 2012. Geochronological correlation
of the main coal interval in Brazilian Lower Permian: radiometric dating of
tonstein and calibration biostratigraphic framework. Journal of South America
Earth Sciences, 39: 1-15.
Souza, P.A. & Marques-Toigo, M. 2003. An overview on the palynostratigraphy of the
Upper Paleozoic strata of the Brazilian Paraná Basin. Rev. Mus. Argentino
Cien. Nat., n.s. 5(2): 205-214.
Souza, P.A. & Marques-Toigo, M. 2005. Progress on the palynostratigraphy of the
Permian strata in Rio Grande do Sul State, Paraná Basin, Brazil. Anais da
Academia Brasileira de Ciências, 77(2): 353-365.
118
Souza, P.A. 2006. Late Carboniferous palynostratigraphy of the Itararé Subgroup,
northeastern Paraná Basin, Brazil. Review of Palaeobotany and Palynology,
138: 9– 29.
Souza, P.A.; Félix, C. M.; Pérez-Aguilar, A.; Petri, S. 2010. Pennsylvanian
palynofloras from the Itu rhythmites (Itararé Subgroup, Paraná Basin) in São
Paulo State, Brazil. Revue de micropaléontologie, 53(2): 69-83.
Zacharias, A. A. & Assine, M. L. 2005. Modelo de preenchimento de vales incisos
por associações De Fácies estuarinas, Formação Rio Bonito no Norte do
estado do Paraná. Revista Brasileira de Geociências, 35 (4): 573-583.
119
FIGURAS E TABELAS
Tabela 1 - Resumo de idades radiométricas obtidas para seção a Formação Rio Bonito da Bacia do
Paraná a partir de camadas de cinzas vulcânicas.
Local
Unidade Geológica
Técnica
Mina Candiota, RS
Formação Rio Bonito
ID-TIMS
267.1 ± 3.4 Ma
Wordiano
Mina Candiota, RS
Formação Rio Bonito
SHRIMP
298.5 ± 2.6 Ma
Artinskiano
Rocha-Campos et
al. (2006)
Mina Faxinal, RS
Formação Rio Bonito
ID-TIMS
285.4 ± 8.6 Ma
Sakmariano
Guerra-Sommer
et al. (2008a)
Formação Rio Bonito
SHRIMP
290.6 ± 1.5 Ma
Sakmariano
Guerra-Sommer
et al. (2008b)
Mina Candiota, RS
Formação Rio Bonito
ID-TIMS
296 ± 4.2 Ma/296.9
± 1.65 Ma
Asseliano
Guerra-Sommer
et al. (2008c)
Entre Bagé e Candiota,
RS
Formação Rio Bonito
LA-ICP-MS
281.4 ± 3.4 Ma
Artinskiano
Mori et al. (2012)
Leão Butiá, RS
Formação Rio Bonito
SHRIMP
291 ± 1.2 Ma
Sakmariano
Simas et al.
(2012)
Cachoeira do Sul, RS
Formação Rio Bonito
LA-ICP-MS
290.6 ± 2.8 Ma
Sakmariano
Cagliari et al.
(2014)
Capané, RS
Formação Rio Bonito
LA-ICP-MS
298.8 ± 1.9 Ma
GhazelianoAsseliano
Cagliari et al.
(2016)
Mina Candiota, RS
Mina Faxinal, RS
Idade
Autor
Matos et al.
(2001)
298.23 ± 0.31 Ma
Mina Candiota, RS
298.64 ± 0.17 Ma
Formação Rio Bonito
CA-TIMS
Asseliano
298.03 ± 0.25 Ma
Mina Faxinal, RS
285.42 + 1.2/- 2.1
Ma
Artinskiano
Afloramento Quitéria, RS
298.10 ± 0.28 Ma
Asseliano
343 ± 3,6 Ma
Viseano
Figueira, PR
?
LA-ICP-MS
Griffis et al.
(2017)
Este trabalho
120
Figura 1 – Mapa de localização da Bacia do Paraná na América do Sul, a esquerda, e mapa de localização
do município de Figueira no estado do Paraná e localização da Mina PI-08 no município de Figueira, a
direita.
121
Figura 2 – Geologia da mina PI-08, com base na descrição do furo de sondagem F08-58. A escala do furo
corresponde ao total descrito do furo e não à profundidade real de cada litotipo. A direita, colunas
estratigráficas da porção aflorante na frente de lavra correspondente a cada um dos pontos de
amostragem.
122
Figura 3 – Frente de lavra da mina PI-08. (a) A camada de tonstein se destaca dos litotipos adjacentes por
possuir uma coloração mais clara que o restante. (b) Os contatos com as camadas de siltito abaixo e
acima da camada de tonstein são abruptos. (c-e) Amostras de mão de tonstein, nas quais não é possível
distinguir nenhum mineral. (c) e (e) a rocha apresenta em algumas porções laminações descontínuas
(setas) de coloração mais escura do que a matriz. (d) escala em mm.
123
a)
b)
c)
Figura 4 – Difratogramas para cada uma das amostras analisadas. Cada uma das amostras coletadas apresenta 3 difratogramas, que são referentes ao topo, meio e base
da camada. (a) Difratogramas de pó total. (b) Difratogramas das lâminas de amostras orientadas por secagem natural. (c) Difratogramas das lâminas orientadas na etapa
glicolada.
124
Figura 5 - Fotomicrografias da camada de tonstein, nicóis cruzados. (a) Polimorfo de quartzo-β com
borda corroída, CP1/677-B (b) Grão de plagioclásio com bordas corroídas em matriz calcítica, CP1/678-T
(c) Cristais bem formados de calcita, CP1/678-B (d) Amígdala preenchida por cristais de calcita, CP1/6782 (e) Laminação de argila distribuída em uma matriz calcítica, onde se concentram os minerais de origem
primária, CP1/678-B (f) Caulinita vermiforme (seta) e amígdala preenchida por calcita do lado superior
esquerdo, CP1/678-B
125
Figura 6 – Imagens de catodoluminescência dos grãos de zircão datados
Figura 7 – Diagrama de concórdia com a idade U-Pb obtida para zircões do tonstein de Figueira pelo
método LA-ICP-MS
126
Tabela 2 – Dados isotópicos obtidos por LA-ICP-MS em zircões da camada de tonstein
Razões isotópicas
206
Spot
U (ppm)
Th (ppm)
Th/U
Pb/
Pb
204
207
Pb/
Pb
206
2σ
(%)
207
Pb/235U
2σ
(%)
206
Pb/238U
Idades
207
2σ
(%)
Rho
Pb/
Pb
206
2σ
206
Pb/238U
2σ
207
Pb/235U
2σ
% conc¹
5.sSMPABC013
63.808
177.573
2.783
53672.460
0.174
1.032
12.271
2.070
0.510
1.794
0.867
2600.610
17.200
2657.632
38.522
2625.383
19.581
100.023
5.sSMPABC028
118.471
124.948
1.055
200.063
0.074
1.008
1.872
1.975
0.182
1.698
0.860
1052.686
20.313
1080.559
16.551
1071.361
13.038
100.073
5.sSMPABC029
90.892
118.887
1.308
169.122
0.074
1.088
1.873
2.084
0.182
1.778
0.853
1053.962
21.912
1080.279
17.319
1071.594
13.763
100.025
5.sSMPABC030
563.088
978.842
1.738
474.636
0.074
0.974
1.869
1.990
0.182
1.736
0.872
1052.871
19.616
1078.768
16.890
1070.230
13.130
100.013
5.sSMPABC035
195.413
162.049
0.829
22081.670
0.072
1.075
1.649
2.082
0.167
1.784
0.857
976.016
21.905
994.840
16.100
988.985
13.115
99.848
5.sSMPABC033
388.067
905.879
2.334
326.479
0.068
1.040
1.411
2.076
0.150
1.796
0.865
880.284
21.513
899.225
14.758
893.766
12.277
99.917
5.sSMPABC019
2597.298
15.759
0.006
34.901
0.063
1.825
1.128
2.577
0.131
1.819
0.706
692.666
38.903
792.350
13.271
766.701
13.792
102.711
5.sSMPABC050
223.159
194.045
0.870
16414.217
0.064
1.122
1.073
2.088
0.121
1.761
0.843
747.897
23.700
737.709
12.003
740.238
10.893
99.057
5.sSMPABC052
335.137
242.647
0.724
2267.569
0.063
1.028
0.987
1.990
0.113
1.705
0.856
716.647
21.825
691.224
10.925
697.232
9.957
98.566
5.sSMPABC034
328.040
198.454
0.605
19550.882
0.061
1.039
0.869
2.058
0.104
1.776
0.863
626.489
22.394
637.754
10.545
635.280
9.629
99.851
5.sSMPABC01811.73372
2152.866
20.061
0.009
260.967
0.055
0.958
0.725
1.903
0.096
1.645
0.864
394.604
21.475
593.075
9.106
553.645
8.031
106.615
5.sSMPABC047
192.424
95.901
0.498
10343.795
0.060
1.173
0.784
2.120
0.095
1.766
0.833
591.629
25.435
586.917
9.681
587.886
9.367
99.331
5.sSMPABC039
121.832
163.465
1.342
138.405
0.059
1.258
0.779
2.145
0.095
1.737
0.810
583.304
27.322
585.286
9.496
584.880
9.440
99.567
5.sSMPABC037
126.586
241.821
1.910
6592.265
0.059
1.117
0.760
2.067
0.093
1.739
0.841
570.045
24.309
574.826
9.344
573.862
8.965
99.672
5.sSMPABC038
181.944
376.533
2.070
9265.416
0.059
1.053
0.743
1.985
0.092
1.682
0.848
562.662
22.942
564.470
8.884
564.110
8.497
99.575
5.sSMPABC036
92.768
129.524
1.396
4714.294
0.059
1.174
0.741
2.107
0.091
1.750
0.830
558.586
25.597
564.348
9.240
563.205
9.014
99.715
5.sSMPABC020
3729.830
58.608
0.016
128.863
0.057
1.024
0.631
1.943
0.081
1.652
0.850
474.574
22.640
501.186
7.779
496.433
7.536
100.514
5.sSMPABC053
125.975
98.069
0.778
5560.811
0.058
1.237
0.644
2.134
0.080
1.739
0.815
536.923
27.076
497.696
8.136
504.764
8.390
98.159
5.sSMPABC049
130.937
116.437
0.889
122.847
0.057
1.447
0.602
2.367
0.077
1.873
0.791
489.714
31.924
476.349
8.402
478.654
8.928
99.093
5.sSMPABC054
247.713
246.262
0.994
6797.417
0.054
1.253
0.400
2.164
0.054
1.764
0.815
381.442
28.177
336.092
5.639
341.883
6.185
97.990
5.sSMPABC051
595.269
274.379
0.461
122.806
0.054
1.046
0.415
1.996
0.056
1.700
0.852
376.709
23.535
349.078
5.640
352.713
5.857
98.643
5.sSMPABC048
584.381
266.350
0.456
16351.125
0.054
0.969
0.408
1.902
0.055
1.637
0.860
356.387
21.884
346.257
5.386
347.574
5.511
99.297
5.sSMPABC040
527.302
254.975
0.484
320.576
0.053
1.014
0.399
1.951
0.054
1.667
0.854
344.991
22.940
340.424
5.395
341.008
5.562
99.510
5.sSMPABC032
468.563
131.118
0.280
220.647
0.053
1.035
0.398
1.989
0.054
1.698
0.854
333.926
23.471
341.491
5.512
340.523
5.663
99.964
5.sSMPABC031
463.410
129.317
0.279
12685.428
0.053
1.017
0.399
1.943
0.055
1.656
0.852
333.926
23.044
342.243
5.389
341.178
5.543
99.992
5.sSMPABC027
106.666
663.999
6.225
2917.087
0.053
1.304
0.399
2.194
0.055
1.764
0.804
324.939
29.610
343.247
5.756
340.902
6.255
100.367
¹ Concordância calculada como (206Pb-238U idade/207Pb-206Pb idade)*100
127
Figura 8 – Frequência relativa das espécies de palinomorfos encontradas para a sequência sedimentar
estudada.
Figura 9 – Palinomorfos encontrados nos siltito e carvão da mina PI-08. (a) Calamospora hartungiana
CP5/136-2, EF M42-3 (b) Calamospora plicata CP5/136-3, EF U46 (c) Calamospora sp. CP5/133-1, EF W33-3
(d) Leiotriletes virkii CP5/134-3, EF O36 (e) Punctatisporites gretensis CP5/134-1, EF O41-1 (f)
Cyclogranisporites parvigranulosus CP5/133-1, EF Y32-2 (g) Granulatisporites angularis CP5/134-3, EF
S47-2 (h) Brevitriletes levis CP5/132-3, EF L35-3 (i) Lophotriletes pseudaculeatus CP5/132-2, EF M47 (j)
Lophotriletes sp. CP5/134-1, EF O46-4 (k) Horriditriletes ramosus CP5/134-1, EF X31-2 (l)
Converrucosisporites confluens CP5/128-1, EF K39 (m) Verrucosisporites sp. CP5/134-3, EF S36 (n)
Cristatisporites lestai CP5/136-3, EF P41-3 (o) Lundbladispora braziliensis CP5/136-1, EF K31-4 (p)
Lundbladispora iphilegna CP5/136-2, EF R49 (q) Lundbladispora riobonitensis CP5/136-3, EF O43-1 (r)
Vallatisporites arcuatus CP5/136-3, EF N40 (s) Laevigatosporites plicatus CP5/133-1, EF Y45 (t)
Laevigatosporites vulgaris CP5/133-1, EF Y40-2 (u) Psomospora detecta CP5/128-1, EF Q37-1 (v)
Cannanoropollis diffusus CP5/136-3, EF S37-1 (w) Cannanoropollis perfectus CP5/136-2, EF S49. Barra de
escala de 20 µm. EF= England Finder.
128
129
Figura 10 - Palinomorfos encontrados nos siltito e carvão da mina PI-08. (a) Cannanoropollis cf. C. janakii
CP5/136-3, EF L32-4 (b) Caheniasaccites elongatus CP5/131-1, EF X42-2 (c) Caheniasaccites flavatus
CP5/131-3, EF K44 (d) Caheniasaccites ovatus CP5/132-2, EF Q47-1 (e) Potonieisporites sp. CP5/136-3, EF
Q25 (f) Sriomonosaccites sp. CP5/131-1, EF M44-2 (g) aff. Alisporites sp. CP5/132-3, EF R49 (h)
Scheuringipollenites medius CP5/131-3, EF E22-1 (i) Colpisaccites granulosus CP5/132-3, EF Q34 (j)
Limitisporites delasaucei CP5/128-1, EF R35-4 (k) Limitisporites sp. 1 CP5/131-3, EF G43-1 (l)
Limitisporites sp. 2 CP5/128-1, EF Q31-4 (m) Limitisporites sp. 3 CP5/131-3, EF P33-1 (n) Illinites unicus
CP5/136-3, EF P30-1 (o) Protohaploxypinus goraiensis CP5/136-4, EF T29 (p) Protohaploxypinus sp.
CP5/131-3, EF X24-3. Barra de escala de 20 µm. EF= England Finder.
130
Figura 11 - Palinomorfos encontrados nos siltito e carvão da mina PI-08. (a) Vittatina corrugata CP5/131-2,
EF T39-3 (b) Vittatina costabilis CP5/131-3, EF N37-4 (c) Vittatina subsaccata CP5/136-3, EF N31-1 (d)
Cycadopites sp. CP5/131-3, EF G32-2 (e) Pakhapites ovatus CP5/136-1, EF H32-2 (f) Brazilea scissa
CP5/132-4, EF P25 (g) Brazilea sp.1 Palyford & Dino 2000 CP5/131-3, EF O39-4 (h) Cycadopites sp.
CP5/134-3, EF S36-2 (i) Tetraporina punctata CP5/132-2, EF L33 (j) Navifusa sp. CP5/132-3, EF L42-2 (k)
Portalites gondwanensis CP5/128-1, EF P39-3 (l) Esporo de fungo indeterminado CP5/132-4, EF M43-1 (m)
Esporo de fungo indeterminado CP5/132-2, EF Q31-2. Barra de escala de 20 µm. EF= England Finder.
131
Figura 12 – Posiconamento bioestratigráfico para o nível de siltito na Zona Vittatina costabilis (destaque em vermelho) e para o nível de carvão na Zona
Ahrensisporites cristatus (destaque em verde). Cronoestratigrafia segundo Cohen et al. (2013) e palinoestratigrafia de acordo com Souza (2006). Litoestratigrafia
baseada em Cagliari et al. (2016), idades radiométricas retiradas de: (a) Santos et al. (2006), (b) Mori et al. (2012), (c) Guerra-Sommer et al. (2008a), (d) GuerraSommer at el. (2008b), (e) Simas et al. (2012), (f) Guerra-Sommer et al. (2008c), (g) Rocha-Campos et al. (2006), (h) e (i) Cagliari et al. (2016), (j) este trabalho.
132
DADOS COMPLEMENTARES
Descrições Sistemáticas
Anteturma PROXIMEGERMINANTES Potonié 1970
Turma TRILETES (Reinsch) Dettmann 1963
Suprasubturma ACAVATITRILETES Dettmann 1963
Infraturma LAEVIGATI (Bennie & Kidston) Potonié 1956
Calamospora sp.
Figura 9c
Descrição: contorno equatorial circular a elipsoidal. Marca trilete distinta, mas pouco
proeminente com comprimento de até 1/3 do raio do esporo. Exina lisa, fina, com
pregas pequenas que ocorrem em baixa quantidade e apresentam coloração mais
escura do que o restante.
Diâmetro equatorial (3 espécimes): 45-58 µm
Observações: classificado como Calamospora devido a exina lisa e as pregas
presentes.
Distribuição nas amostras estudadas: Nível 2 (Meio do carvão) e Nível 3 (Topo)
Infraturma APICULATI (Bennie & Kidston) Potonié 1956
Subinfraturma NODATI Dybová & Jachowicz 1957
Lophotriletes sp.
Figura 9j
Descrição: esporo trilete de simetria radial. Contorno equatorial triangular a
subtriangular. Ápices arredondados e lados, em sua maioria, côncavos, mas
podendo apresentar também lados convexos. Marca trilete distinta e aberta. Raios
da laesura se estendem por 2/3 do comprimento do raio total. Exina recoberta por
cones de 2-3 µm de altura por 0,6-1,3 µm de largura.
Diâmetro equatorial (8 espécimes): 31 (38) 48 µm
133
Distribuição nas amostras estudadas: nível 1 e nível 3
Subinfraturma VERRUCATI Dybová & Jachowicz 1957
Verrucosisporites sp.
Figura 9m
Descrição: de simetria radial e com contorno equatorial circular a subcircular. Marca
trilete apresenta laesura fina e sinuosa, frequentemente obscurecida pela
ornamentação da exina. Raios da laesura com comprimento de 1/2 do raio total. A
exina é ornamentada por verrugas grandes com distribuição irregular. As verrugas
apresentam diâmetro basal de 1-2 µm.
Diâmetro equatorial (48 espécimes): 26 (33) 48 µm
Distribuição nas amostras estudadas: Nível 1, 2, 3 e 6
Anteturma VARIEGERMINANTES Potonié 1970
Turma SACCITES Erdtmann 1947
Subturma MONOSACCITES (Chitaley) Potonié & Kremp 1954
Infraturma DIPOLSACCITI (Hart) Dibner 1971
Subinfraturma APERTACORPINI Dibner 1971
Cannanoropollis cf. Cannanoropollis janakii
Figura 10a
Descrição: pólen monossacado com corpo central mal definido. Simetria radial.
Contorno equatorial circular. Marca trilete indistinguível. Exina fina, levemente
reticulada. Sacos com largura igual a 1/3 da dimensão do diâmetro do grão.
Diâmetro total (7 espécimes): 60-83 µm
Distribuição nas amostras estudadas: nível 6
134
Infraturma VESICULOMONORADITI Pant 1954
Potonieisporites sp.
Figura 10e
Descrição: pólen monossacado de simetria bilateral. Corpo central alongado
segundo o diâmetro do grão, com contorno equatorial elipsoidal. Nos espécimes
descritos não se reconheceu pregas sobre o corpo, ou espessamentos. Não se
identificou aberturas germinativas nos 2 espécimes identificados. Os sacos são
intrareticulados e de tamanho médio (aproximadamente mesmo tamanho que
diâmetro do grão).
Dimensões (2 espécimes): Diâmetro do grão: 52-63 µm, Diâmetro do saco: 55-57
µm, Eixo equatorial: 76-84 µm.
Distribuição nas amostras estudadas: nível 3 e nível 6
Infraturma STRIASACCITI Bharadwaj 1962
Striomonosaccites sp.
Figura 10f
Descrição: pólen monossacado de simetria bilateral, alongado equatorialmente.
Corpo central subquadrangular, com 4 estrias paralelas que se estendem
equatorialmente pelo corpo central. Exina intrareticulada. Presença de duas pregas
transversais no corpo central com afunilamento nas pontas, conferindo um formato
de meia lua. Pregas tem comprimento equivalente a 2/3 do eixo equatorial do grão
de pólen.
Dimensões (1 espécime): Eixo equatorial: 130 µm, Eixo polar: 80 µm, Diâmetro dos
sacos: 65-75 µm, Largura dos sacos: 20-30 µm.
Distribuição nas amostras estudadas: nível 6
135
Subturma DISACCITES Cookson 1947
Infraturma DISACCIATRILETI (Leschik) Potonié 1958
aff. Alisporites sp.
Figura 10g
Descrição: pólen bissacado, diploxilonóide, com simetria bilateral. Contorno oval,
corpo central elipsoidal, ligeiramente alongado segundo o eixo equatorial do grão.
Sulco orientado segundo o eixo polar, longo e estreito.
Dimensões (8 espécimes): Eixo equatorial: 43-62 µm, Eixo polar: 34-44 µm, Largura
dos sacos: 7 (9,5) 14 µm, Diâmetro do corpo central: 29-44 µm.
Observações: a classificação como Alisporites é devida a semelhança encontrada
entre os espécimes descritos aqui e os espécimes descritos por Gutiérrez et al.
(2010)
Distribuição nas amostras estudadas: nível 1 e nível 3
Infraturma DISACCITRILETI Leschik 1956
Limitisporites sp. 1
Figura 10k
Descrição: grão de pólen bissacado, fracamente diploxilonoide, com simetria
bilateral. Contorno oval, corpo central elipsoidal alongado segundo o diâmetro do
grão. Marca monolete e raramente dilete. Sacos levemente intrareticulados.
Dimensões (8 espécimes): Eixo equatorial: 59-80 µm, Eixo polar: 30-50 µm, Largura
dos sacos: 8 (13) 26 µm, Diâmetro do corpo central: 31-45 µm.
Distribuição nas amostras estudadas: nível 6
Limitisporites sp. 2
Figura 10l
Descrição: grão de pólen bissacado, diploxilonoide, com simetria bilateral. Contorno
oval. Corpo central de coloração mais escura que os sacos, com formato elipsoidal
136
alongado segundo o eixo equatorial do grão. Marca monolete discreta a indistinta.
Sacos médios, intrareticulados e de largura estreita, representando menos que 1/4
do eixo equatorial total. Dobras discretas na junção do corpo com os sacos,
orientadas segundo o eixo polar.
Dimensões (6 espécimes): Eixo equatorial: 36-55 µm, Eixo polar: 25-34 µm, Largura
dos sacos: 5 (5) 14 µm, Diâmetro do corpo central: 23-27 µm.
Distribuição nas amostras estudadas: nível 1 ao nível 3
Limitisporites sp. 3
Figura 10m
Descrição: grão de pólen bissacado, com aparência haploxilonoide, com simetria
bilateral. Contorno oval. Corpo central circular. Marca monolete longa e elevada.
Sacos médios, intrareticulados e de largura estreita, representando 1/5 do eixo
equatorial total. Dobras na junção do corpo com os sacos, paralelas e orientadas
segundo o diâmetro do grão.
Dimensões (7 espécimes): Eixo equatorial: 56-110 µm, Eixo polar: 33-60 µm,
Largura dos sacos: 10-29 µm, Diâmetro do corpo central: 31-43 µm.
Distribuição nas amostras estudadas: nível 3 e nível 6
Subturma POLYSACCITES Cookson 1947
Infraturma STRIATITI Pant 1954
Protohaploxypinus sp.
Figura 10p
Descrição: pólen bissacado, haploxilonoide a levemente diploxilonoide, simetria
bilateral. Contorno oval. Corpo central de formato circular. Capa apresenta 5 tênias.
Sacos semicirculares e intrareticulados. Prega semilunar orientada segundo o
diâmetro do grão, localizada submarginalmente no corpo central.
Dimensões (2 espécimes): Eixo equatorial: 53-74 µm, Eixo polar: 38-46 µm, Largura
dos sacos: 14-19 µm, Diâmetro do corpo central: 33-45 µm.
Distribuição nas amostras estudadas: nível 6
137
Turma MONOCOLPATI Iverson & Troels-Smith 1950
Subturma MONOCOLPATES Iversen & Tröels-Smith 1950
Cycadopites sp
Figura 11d, h
Descrição: grão de pólen monocolpado. Contorno equatorial oval, com alongamento
segundo o diâmetro do grão. O alongamento termina em ápices proeminentes,
podendo também ser achatados, margem lateral é arredondada. Colpo estreito, ao
longo de toda a extensão maior do grão.
Dimensões (36 espécimes): Eixo polar: 25-78 µm.
Distribuição nas amostras estudadas: Nível 1, 2, 3 e 6