Grupo Tapajós

O Grupo Tapajós possui uma espessura máxima de 2800 m, depositados durante o intervalo Pensilvaniano ao Permiano (Cunha et al. 2007, Matsuda et al. 2004). O Grupo Tapajós está associado diretamente a eventos transgressivos responsáveis pela deposição das unidades basais e com um evento regressivo registrado nas unidades de topo. O Grupo é subdividido, da base para o topo, em quatro formações: Monte Alegre, Itaituba, Nova Olinda e Andirá (figura 1.2).

1.4.3.1 Formação Monte Alegre

A primeira descrição dos arenitos correspondentes a Formação Monte Alegre foi feita por Albuquerque (1922) que identificou camadas de arenitos basais aos calcários da região do Rio Jatapu, Estado do Amazonas, a qual denominou de arenito Forno, devido a área situar-se em uma pedreira de mesmo nome. Somente a partir de Freydank (1957) que estes arenitos basais passaram a ser formalizados como Formação Monte Alegre, este autor identificou camadas de arenitos recobertas por carbonatos, na região do munícipio de Monte Alegre. A Formação Monte Alegre apresenta contato gradacional com os carbonatos sotopostos da Formação Itaituba, onde se intercalam formando pequenos ciclos de alternância de arenitos e dolomitos bioturbados.

Figura 1.2: Carta litoestratigráfica do Grupo Tapajós, mostrando as palinozonas correspondentes às formações Monte Alegre, Itaituba, Nova Olinda e Andirá, posicionando-as no limite Morrowano-Atokano, equivalente ao limite Bashikiriano-Moscoviano. Fonte: Matsuda et al. (2004).

A Formação Monte Alegre é interpretada como um sistema eólico composto por campo de dunas e wadis constituídos por arenitos e intercalados com folhelhos e siltitos de lagos e interdunas (Cunha et al. 1994). Kremer (1956) e Torres (1989) descrevem um sistema desértico na região do Rio Tapajós, este último associando-o diretamente com os carbonatos da Formação Itaituba, caracterizando um ciclo transgressivo-regressivo. A unidade possui espessura média de 80 m, entretanto em seu depocentro pode apresentar até 150 m de espessura

máxima (Torres 1989), além disso nota-se através de métodos sísmicos que se acunha em direção ao Arco de Gurupá (Caputo et al. 1971, Caputo 1984). Costa & Selbach (1981) sugerem ambiente litorâneo devido a presença de carbonatos intercalados com arenitos eólicos.

A Formação Monte Alegre é considerada do Pensilvaniano inferior, devido aos dados micropaleontológicos obtidos da porção carbonática de topo da formação que se baseiam em palinomorfos, foraminíferos e conodontes (Daemon & Contreiras 1971, Playford & Dino 2000, Lemos & Scomazzon 2001, Matsuda et al. 2004, Scomazzon 2004). Recentemente através do uso da bioestratigrafia de conodontes e de foraminíferos pôde-se chegar a um refinamento estratigáfico, posicionando a Formação Monte Alegre no limite Bashikiriano-Moscoviano (Moutinho et al. 2016a, Scomazzon et al. 2016).

1.4.3.2 Formação Itaituba

Segundo Caputo (1984) a primeira menção a rochas carbonáticas na bacia do Amazonas foi feita por Hart (1874), a qual denominou estas rochas de “série Itaituba”, que acabou sendo extrapolada para todas as demais camadas de calcários da bacia. Somente a partir dos estudos da Petrobrás na região do município de Itaituba que a unidade passou a ser formalizada como uma formação. A Formação Itaituba é composta por calcários, dolomitos, arenitos siltitos, folhelhos e evaporitos interpretados como depósitos de planície de maré (Cunha et al. 1994, Matsuda 2002, Cunha et al. 2007), plataforma carbonática rasa com influencia de maré (Figueiras 1983, Figueiras & Truckenbrodt 1987, Caputo 1984, Lima 2010, Silva 2014) e planície de maré mista que grada para uma plataforma carbonática representativa de um mar raso (Silva et al. 2015).

A máxima espessura da Formação Itaituba é da ordem de 420 m no depocentro da bacia, onde grande parte destas rochas são carbonáticas (Cunha et al. 2007). Apresenta um contato gradacional com a Formação Monte Alegre, representada pela intercalação de arenitos e dolomitos (Matsuda et al. 2010). Sua porção superior também apresenta contato gradacional com a Formação Nova Olinda, com a intercalação de carbonatos com espessas camadas de evaporitos (Cunha et al. 2007, Pereira et al. 2012). A Formação Itaituba possui um amplo registro fossilífero na bacia do Amazonas, são compostos por algas, braquiópodes, briozoários, bivalves, cefalópodes, corais, esponjas, equinodermas, foraminíferos, gastrópodes e trilobitas, além de peixes, conodontes e plantas, esta varidade de organismos é posicionada no Neocorbonífero (Daemon & Contreiras 1971). Estudos mais específicos baseados em conodontes refinam o posicionamento da unidade e a inserem no intervalo Morrowano a

Atokano correspondentes aos estágios Bashikiriano-Moscoviano (Scomazzon 2004, Scomazzon et al. 2005, Moutinho 2006, Nascimento et al. 2010). Esta unidade foi posicionada no intervalo Bashikiriano-Moscoviano devido a ocorrência de Neognathoddus atokensis,

Diplognathodus ellemerensis e Idiognathodues incurvus, organismos de águas rasas muito

comuns em mares epicontinentais de idade pensilvaniana (Scomazzon et al. 2016). 1.5. MARES EPICONTINENTAIS

Os mares epicontinentais possuem uma ampla história de distribuição no tempo geológico, sendo registrados desde o Proterozoico até o Mesozoico, com alguns autores extendendo sua ocorrência até o Neógeno (Jipa & Olariu 2013). Correspondem a uma massa de água rasa, com profundidades médias de 50 a 60 m, com limite máximo de 100 m (Harries 2011, Flügel 2004). Estas massas de água oceânica invadem as regiões cratônicas interiores dos continentes devido às flutuações marinhas e a subsidência tectônica (figura 1.3), formando mares com centenas de quilômetros quadrados de extensão (Wilson 1975, Witzki 1986). Os mares interiores são ausentes nos dias atuais devido a alguns fatores, tais como: a) as regiões continentais serem mais elevadas que as regiões cratônicas do passado geológico; b) o ritmo das atividades tectônicas presentes serem muito mais lentas que no passado; e c) o volume das massas de águas oceânicas serem mais reduzidos devido a glaciações continentais observadas atualmente na Antártida e Groenlândia, além de glaciações em regiões polares compostas apenas por massa de água oceânica, como ocorre com o atual Pólo Norte (Harries 2011).

Figura 1.3: Mapa paleogeográfico do Pensilvaniano, em detalhes os principais mares epicontinentais encontrados neste período, destaque para o mar da América do Sul, o mar interior de Laurússia, o mar interior da Sibéria e o mar interior da China. Fonte: Scotese (2001).

Quanto a composição sedimentológica podem ser constituídos tanto de sedimentos siliciclásticos quanto de sedimentos evaporíticos e carbonáticos, configurando uma baixa energia na sua sedimentação. O influxo de terrígenos para as porções marinhas são advindos da porção continental, dependem da posição paleogeográfica na qual o continente se encontra, podendo gerar desde mares rasos equatoriais de clima quente até mares austrais de clima glacial (Witzki 1986, Harries 2011, Holmden et al. 2012). Os mares epicontinentais com sedimentação siliciclástica são gerados a partir de fontes proximais, onde as bordas apresentam sedimentação grosseira formando canais que desaguavam em massas de águas costeiras e, a medida que estas encontram-se mais afastadas, geram depósitos dominados por silte e lama. Estes mares são descritos amplamente no Paleozoico inferior como o mar de Mohawkian, de idade Ordoviciana (Panchuk et al. 2005). Estes mares também apresentam sedimentação evaporítica e carbonática, como é descrito para a Formação Nova Olinda da Bacia do Amazonas (Palagi 2009). A sedimentação carbonática é bastante comum nos mares em posição equatorial, sendo dominadas pela ação de ondas (Irwin 1965, Laporte 1969, Richards et al. 2009, Purkis et al. 2015) e por vezes a ação de maré é registrada nas bordas dos mares, formando as típicas sequências de planícies de maré mistas de sedimentação siliciclástica nas bordas e a precipitação carbonática ao centro (Ginsburg 1971, Pratt & James 1986, Chell & Leckie 1992, Lee & Chough 2011).