ESTADO DA ARTE

2.1. Aspectos geológicos 2.1.1. Generalidades

A área de abrangência deste trabalho envolve uma porção territorial da borda norte da Bacia Paleozóica do Amazonas (Figura 5), que é uma estrutura em sinéclise do tipo intracratônica, estabelecida no Continente Gonduânico, com direção geral WSW-ENE (Neves, 1990), extensão superficial de cerca de 515.000 km2 e cerca de 5.000 metros de espessura sedimentar fanerozóica (Cunha et al., 1994, 2007; Silva et al., 2003). Esta bacia faz fronteira ao norte com o escudo das Guianas, ao sul com o escudo Brasil Central e bacia do Alto Tapajós, a oeste com a bacia do Solimões, marcada pelo Alto de Purus e, a leste, com o rifte mesozóico de Marajó, cuja ombreira é denominada de “Arco de Gurupá” (Milani e Zalán, 1999; Silva et al., 2003).

Escudo das Guianas 1 2 3 Escudo Brasil Central LEGENDA Alto/Arco estrutural Bacia sedimentar Substrato cratônico Limite internacional Limite interestadual Região Amazônica

Figura 5 – Mapa de localização da Bacia Sedimentar Paleozóica do Amazonas, destacando as feições limítrofes com as demais bacias sedimentares da Região Norte do Brasil: 1. Arco de

Iquitos, 2. Arco de Purus e 3. Arco de Gurupá. Modificado de Wanderley Filho et al. (2006).

O substrato da Bacia Paleozóica do Amazonas é representado pelo Cráton Amazônico, de idade arqueana, que é constituído por complexos gnáissicos, associados a faixas supracrustais metamorfoseadas e sucessões sedimentares proterozóicas (Hasui, 1996; Milani e Thomaz Filho, 2000). Reis et al. (2006),com base em análises de propostas anteriores (a exemplo de Tassinari e Macambira, 1999 e 2004; Santos et al., 2006; Delgado et al., 2003) e em informações mais recentes,

propuseram a subdivisão do Cráton Amazônico em sete províncias geocronológicas e seus respectivos domínios tectono-estratigráficos, com idades variando do Mesoarqueano ao Paleoproterozóico, conforme a seguir (Figura 6): (I) Província Rio Negro - domínios Alto Rio Negro (9) e Imeri (10); (II) Província Sunsás - domínios Rio Alegre (15) e Nova Brasilândia (16); (III) Província Rondônia-Juruena - domínios Alta Floresta (11), Roosevelt-Juruena (12), Jamari (13) e Jauru-Santa Helena (14); (IV) Província Tapajós-Parima - domínios Parima (1), Surumu (2), Guiana Central (3), Uatumã-Anauá (4), Tapajós (6) e Peixoto de Azevedo (7); (V) Província Transamazonas - domínios Amapá (17) e Bacajá (18); (VI) Província Amazônica Central - domínios Erepecuru-Trombetas (5) e Iriri-Xingu (8) e (VII) Província Carajás - domínios Carajás (19) e Rio Maria (20). Partes significativas dessas províncias estão recorbertas pela unidade Coberturas Fanerozóicas (21), que inclui as bacias sedimentares do Amazonas, Solimões, Acre e Alto Tapajós.

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Área da pesquisa

Figura 6 – Subdivisão do Cráton Amazônico em províncias geocronológicas e domínios tectono-estratigráficos (conforme sugerido por Reis et al., 2006)

Em conformidade com essa proposição, a área tema deste trabalho está inserida fundamentalmente na unidade Coberturas Fanerozóicas (unidade 21 - Figura 6), que tem como substrato a faixa orogênica Província Tapajós-Parima (Domínio Uatumã-Anauá – unidade 4), de direção NW-SE e idade Paleoproterozóica. Esse domínio compreende uma extensa área, marcada por duas gerações de granitos, com características pós-orogênicas a anarogênicas, onde as principais feições estruturais têm direções NW-SE, E-W, NE-SW e N-S (Reis et al., 2006). A primeira geração está

representada pelos corpos Abonari, de idade 1,87 Ga (Santos et al., 2002) e São Gabriel, de idade 1,88 Ga (Valério et al., 2006) e a segunda geração pelos plutonismos Alalaú-Mapuera (1,87 Ga) e Madeira-Moderna (1,81 Ga). Envolve ainda terrenos granito-gnáissico relacionados ao Complexo Jauaperi (Reis et al., 2006), que detém litologias gnáissicas e metagranitóides, metamorfisadas, de idade 1,88 a 1,86 Ga (Santos et al., op cit), cujo arcabouço tem direções estruturais N-S a NE-SW.

Ocorrem ainda derrames basálticos e diques de diabásio da Formação Seringa, com idade de 0,9 a 1,2 Ga (Costi et al., 1984 apud Reis et al., 2006), a qual corresponde a uma fase extensional, que culminou com rifteamento e sedimentação da bacia Prosperança (Reis et al., 2003). De acordo com Santos et al. 2002, a implantação do rifte precursor da Bacia do Amazonas deveu-se a movimentos de pluma mantélica ocorrida no Cambriano Médio (507 Ma), após o encerramento do ciclo Brasiliano, inicialmente preenchido por sedimentos da Formação Prosperança (Caputo et al., 1971; Cunha et al., 1994; Silva et al., 2003), relacionada ao Mesoproterozóico (CPRM, 2001). Baseados nessa premissa, Silva et al. (2003) consideram que a tectônica formadora dessa bacia pode ser classificada como do tipo IF/IS (Fraturas Interiores, produzidas por esforços distensivos/Depressão Interior, causada por movimentos verticais).

2.1.2. Evolução tectônica da Bacia do Amazonas

Vários autores, entre eles Neves (1990), Wanderley Filho (1991), Cunha (1991), Hasui (1996), Costa e Hasui (1997), Costa et al. (2001), propugnam que a evolução da Bacia do Amazonas ocorreu de acordo com vários estágios, incluindo um regime extensional NW-SE, do Eopaleozóico, marcado por falhas normais (NE-SW e ENE-WSW) e de transferências (NW-SE). Após a fase de soerguimento e erosão, seguiu-se um regime distensivo, com direção NW-SE, relacionado à abertura do Oceano Atlântico, que resultou na formação de falhas normais (N-S e NNE-SSW), intrusões de diabásio e geração de depressões que permitiram a deposição de sedimentos da Formação Alter do Chão (Costa e Hasui, 1997).

A evolução fanerozóica seguiu a estruturação imposta às rochas do Cráton Amazônico, relacionada com os movimentos tectônicos do megacontinente Gondwana durante o Paleozóico, acompanhado da instalação de sistemas de falhas normais (NE- SW) e de transferência (NW-SE) e geração de arcos estruturais (horsts) e discordâncias regionais, que controlaram a deposição sedimentar e sua estruturação (Wanderley Filho, 1991; Reis et al., 2006). A geração desses arcos determinou a compartimentação da bacia em blocos estruturais distintos, que também funcionaram

como controladores das ingressões marinhas que influenciaram os ambientes deposicionais (Cunha et. al., 1994), enquanto que os esforços tectônicos, relacionados à abertura do Oceano Atlântico, no Mesozóico, foram responsáveis por eventos magmáticos e criação de condições de sedimentação. Posteriormente a bacia foi afetada por falhas de transferência de direção NW-SE, que ocasionaram a segmentação em uma série de lineamentos, com destaque para os lineamentos Manacapuru-Rio Negro e Urubu-Crepori (Figura 7), além dos lineamentos Faro-Juriti, Paru-Anapu e Jari-Pacajaí. Esses lineamentos ocasionaram a compartimentação da bacia em blocos, deslocaram depocentros de quase todas as unidades litológicas e desenvolveram horts, a exemplo dos arcos Purus e Gurupá (Wanderley Filho, 1991).

0oS 2o_S 4o_S 6o_S 58oW 60oW 62oW MANAUS Rio Amazonas Plataforma Sul Plataforma Norte LEGENDA Falha normal Eixo da bacia Máximo gravimétrico Bacias sedimentares Substrato proterozóico Arco estrutural Drenagem

Figura 7 – Compartimentação da Bacia do Amazonas (conforme Wanderley Filho, 1991)

Localmente, é de destacada importância geológica e geomorfológica os lineamentos Manacapuru-Rio Negro, Rio Preto da Eva e Rio Urubu, de direção geral NW-SE, que controlam a direção dos rios homônimos, considerados como estruturas do embasamento e que influenciaram na história geológica da Bacia do Amazonas (Cordani et al., 1984; Costa, 1996; Hasui, 1996, dentre outros).

2.1.3. Estratigrafia da Bacia do Amazonas

Segundo Silva et al. (2003), o rifte precursor da bacia do Amazonas foi inicialmente preenchido por sedimentos das formações Prosperança e Acari, do Grupo Purus (Figura 8). A Formação Prosperança, de idade Neoproterozóica (Silva et al., 2003, Cunha et al., 2004 e 2007), é constituída essencialmente de arenitos

arcoseanos, siltitos, argilitos e conglomerados, depositados sob condições de planície deltaica e desembocadura em mar raso (Nogueira, 1999).

A fase sinéclise da bacia do Amazonas, que teve início com a deposição de sedimentos da Formação Acari (sem registro de exposições nessa porção da borda norte da bacia), de ambiente transicional, ou da Formação Autás-Mirim, de origem nerítica (Silva et al., 2003), é marcada por eventos orogenéticos, responsáveis por discordâncias regionais, associadas a episódios orogênicos cíclicos que afetaram toda a porção setentrional da Plataforma Sul-Americana e adjacências (Neves, 1990; Cunha et al., 1994).

Conforme Cunha et al. (2007), na Bacia do Amazonas são identificadas duas megassequências sedimentares de primeira ordem (chegam a 5.000 metros de preenchimento sedimentar e ígneo), sendo uma paleozóica (subdividaida em quatro grandes sequências de segunda ordem: Ordovício-Devoniana, Devono-Tournaisiana, Neo-Viseana e Permo-Carbonífera), constituída por rochas sedimentares de naturezas variadas, associadas a um grande volume de diques e soleiras de diabásios mesozóicos, e uma mesozóico-cenozóico sedimentar (Cretáceo-Paleógeno).

Segundo esses autores, após o preenchimento do rifte (localmente pela Formação Prosperança) teve início a deposição de sedimentos relacionados à Superseqüência Ordovício-Devoniana (do Neo-Ordoviciano ao Eo-Devoniano), constituída por alternâncias de sedimentos glaciais e marinhos, pertencentes ao Grupo Trombetas, que é representado pelas formações Autás-Mirim (arenitos e folhelhos neríticos), Nhamundá (arenitos neríticos e depósitos glaciogênicos), Pitinga (folhelhos e diamictitos marinhos) e Manacapuru (arenitos e pelitos neríticos e litorâneos). Cunha et al. (2007), elevaram o Membro Jatapu da Formação Maecuru à condição de Formação (Formação Jatapu) e a incluíram como unidade superior do Grupo Trombetas, com idade Eo-Devoniana e constituída de arenitos e siltitos marinhos parálicos.

Após a discordância relacionada à Orogenia Calendoniana, verificou-se um novo ciclo transgressivo-regressivo, responsável pela deposição da Sequência Devono-Tournaisiana (Cunha et al., 2007), compreendendo sedimentos flúvio- deltáicos e neríticos, além de incursões glaciais, relacionados aos grupos Urupadi e Curuá. O Grupo Urupadi reúne as formações Maecuru (representada integralmente pelo antigo Membro Lontra), constituída de arenitos e pelitos neríticos e deltaicos, e Ererê (siltitos, folhelhos e arenitos neríticos, parálicos), enquanto que o Grupo Curuá agrega as formações Barreirinha (folhelho marinho), Curiri (diamictitos, folhelhos e siltitos glaciais) e Oriximiná (arenitos e pelitos fluviais regressivos). Esses autores propuseram a divisão da Formação Barreirinha nos membros Abacaxis (folhelhos

cinza-escuros a pretos, físseis, carbonosos, depositados em ambiente marinho distal e euxínico), Urubu (folhelhos cinza-escuros depositados em ambiente marinho regressivo ou progradacional) e Urariá (folhelhos cinza-escuros a claros e siltitos, de ambiente marinho fracamante regressivo), como também a exclusão da Formação Faro do Grupo Curuá.

Após a deposição da Sequência Devono-Tournaisiana verificou-se um hiato de tempo com duração da ordem de 14 Ma, quando as margens da Placa Sul- Americana foi submetida a uma intensa atividade tectônica, responsável por soerguimento e erosão, e que originou uma discordância e deposição dos sedimentos da Formação Faro (arenitos e pelitos fluvio-deltaicos e litorâneos), a qual constitui a Sequência Neo-Viseana (Cunha et al., 2007).

Após hiato de cerca de 15 milhões de anos, ocorreu novo ciclo transgressivo- regressivo na sinéclise, ocorrido entre o Neo-Carbonífero e Neo-Permiano, o qual foi responsável pela deposição da Sequência Permo-Carbonífera (Pensilvaniano- Permiana), individualizada pela Orogenia Gonduanide e pelo Diastrofismo Juruá (diques e soleiras máficas), que foram responsáveis por drásticas mudanças climáticas (de frio para quente e árido) e que permitiram a deposição de sedimentos continentais e marinhos do Grupo Tapajós. Essa unidade compreende as formações Monte Alegre (arenitos eólicos e wadis intercalados com siltitos e folhelhos de interdunas e lagos), Itaituba (calcários, evaporitos, siltitos e folhelhos), Nova Olinda (calcários de inframaré e evaporitos de planície de sabkha) e Andirá (arenitos e folhelhos continentais e final do ciclo transgressivo-regressivo paleozóico). Cunha et al. (2007) propuseram a subdivisão da Formação Nova Olinda em dois membros: Fazendinha (folhelhos, carbonatos, anidritas e halitas, além de sais solúveis – silvita) e Arari (folhelhos, siltitos e halitas), que marca o início da forte regressão que ocorreu na bacia.

Conforme Santos (1978), no princípio do Jurássico a bacia foi afetada por um amplo magmatismo basáltico, responsável pela geração de soleiras e diques com direção N-S e derrames não aflorantes, situados entre as formações Nova Olinda e Alter do Chão, associados com um evento distensional com direção E-W (Reis et al., 2006). Teixeira (1978) propôs que as atividades ígneas do Proterozóico e do eo- Paleozóico na região amazônica, foram condicionadas por sistemas de fraqueza NE e NW, representativas de eventos terminais dos cinturões móveis regionais e/ou do magmatismo, reflexo de sua atuação em áreas cratonizadas. Na região esse magmatismo compreende a unidade Diabásio Penateucaua, de idade relacionada ao Juro-Triássico (Issler et al., 1974).

AMBIENTE

DEPOSICIONAL DISCORDÂNCIAS

LITOESTRATIGRAFIA

GRUPO FORMAÇÃO MEMBRO

ESPESSURA