UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “Júlio de Mesquita Filho” Instituto de Geociências e Ciências Exatas Câmpus de Rio Claro RODRIGO IRINEU CERRI Programa de Pós-Graduação em Geociências e Meio Ambiente Gênese da tectonossequência Jaibaras (Ediacarano - Ordoviciano) e sua herança na sedimentação da sequência Serra Grande (Ordoviciano - Siluriano), borda nordeste da Bacia do Parnaíba Orientador: Prof. Dr. Lucas Veríssimo Warren Coorientador: Prof. Dr. Mario Luis Assine Rio Claro - SP 2021 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “Júlio de Mesquita Filho” Instituto de Geociências e Ciências Exatas Câmpus de Rio Claro Gênese da tectonossequência Jaibaras (Ediacarano - Ordoviciano) e sua herança na sedimentação da sequência Serra Grande (Ordoviciano - Siluriano), borda nordeste da Bacia do Parnaíba RODRIGO IRINEU CERRI Tese de Doutorado apresentada ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Campus Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho”, como parte dos requisitos para obtenção do título de Doutor em Geociências e Meio Ambiente. Orientador: Prof. Dr. Lucas Verissimo Warren Coorientador: Prof. Dr. Mario Luis Assine Rio Claro - SP 2021 C417g Cerri, Rodrigo Irineu Gênese da tectonossequência Jaibaras (Ediacarano - Ordoviciano) e sua herança na sedimentação da sequência Serra Grande (Ordoviciano - Siluriano), borda nordeste da Bacia do Parnaíba / Rodrigo Irineu Cerri. -- Rio Claro, 2021 110 p. + 1 CD-ROM Tese (doutorado) - Universidade Estadual Paulista (Unesp), Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Rio Claro Orientador: Lucas Verissimo Warren Coorientador: Mario Luis Assine 1. Bacias Intracratônicas. 2. Rutilo Detrítico. 3. Zircão Detrítico. 4. Proveniência Sedimentar. 5. SW Gondwana. I. Título. Sistema de geração automática de fichas catalográficas da Unesp. Biblioteca do Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Rio Claro. Dados fornecidos pelo autor(a). Essa ficha não pode ser modificada. i RODRIGO IRINEU CERRI Gênese da tectonossequência Jaibaras (Ediacarano - Ordoviciano) e sua herança na sedimentação da sequência Serra Grande (Ordoviciano - Siluriano), borda nordeste da Bacia do Parnaíba Tese de Doutorado apresentada ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Campus Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho”, como parte dos requisitos para obtenção do título de Doutor em Geociências e Meio Ambiente. Comissão Examinadora: Prof. Dr. Claudio Riccomini Prof. Dr. Fabrício de Andrade Caxito Prof. Dr. Luciano Alessandretti Prof. Dr. Renato Paes de Almeida Conceito: Aprovado Rio Claro/SP, 05 de março de 2021 ii “Presentemente eu posso me considerar um sujeito de sorte Porque apesar de muito moço me sinto são e salvo e forte” Sujeito de Sorte, Belchior iii Agradecimentos Em primeiro lugar gostaria de agradecer meu orientador e amigo Lucas Warren, que durante estes 3 anos me ensinou, influenciou, estimulou e me transformou em um pesquisador melhor. Ao Mario Assine, pelas conversas e influências muito produtivas. Também não agradeço imensamente minha família, que contribuí sempre para meu crescimento pessoal e profissional, dando imenso apoio e suporte em todos os momentos. Agradeço também à minha companheira e amiga Jessica Braga, que sempre esteve ao meu lado contribuindo para meu aprendizado, e por me suportar e ajudar em todos os aspectos da minha vida. Aos meus colegas de departamento - Flávio Rodrigues, Filipe Varejão, Mariza Rodrigues, Alex Choupina, Lucas Inglez, André Santiago - pela amizade e companheirismo do dia a dia. A forma final desta tese, bem como dos produtos gerados a partir dela, contou com a grande ajuda, comentários e sugestões dos Profs. Drs. Claudio Riccomini, Luciano Alessandretti, Fabrício Caxito, Mario Assine, André Marconato e Renato Paes de Almeida. À Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo (FAPESP), processo número 2017/19550-1, pelo financiamento de bolsa de doutorado e reserva técnica durante a execução desta tese. Ao Projeto de Pesquisa e Desenvolvimento “Relações entre Tectônica e Sedimentação em Bacias do Interior do Nordeste do Brasil” (Petrobas; 2014/00519-9) pelo apoio durante os trabalhos de campo. Ao Laboratório de Geoquímica Isotópica da Universidade Federal de Ouro Preto (UFOP) pelas análises isotópicas U-Pb em zircão detrítico, e ao Laboratório de Microssonda Eletrônica da Universidade Estadual Paulista (UNESP Campus Rio Claro) pelas análises de elementos traço em rutilo detrítico. Ao Departamento de Geologia da Universidade Estadual Paulista (UNESP Campus Rio Claro) pelo acesso aos equipamentos de separação de minerais pesados e preparação de amostras, bem como ao Laboratório de Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV) e espectroscopia de raios-X por dispersão de energia (EDS). O presente trabalho foi realizado com apoio da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - Brasil (CAPES) - Código de Financiamento 001. iv Resumo Caracterizadas pela longa duração no tempo geológico, sinéclises, bacias intracratônicas ou do tipo sag destacam-se por uma complexa história de subsidência e erosão, sendo sua origem e evolução objeto de intensa discussão. Historicamente debatida nas ciências geológicas, prevalece a hipótese controversa de que estas bacias se desenvolvem a partir de sistemas rifte sucedidos por fases de subsidência térmica ou mesmo flexural. No entanto, a complexidade destas bacias e o pouco conhecimento de suas evoluções geocronológicas, arquiteturais e de proveniência não permitem falsear de maneira satisfatória esta hipótese. Considerando esta problemática, a presente pesquisa buscou analisar de maneira integrada e utilizando uma metodologia multi-indicadores (multi-proxy) a implantação e história deposicional inicial de bacias intracratônicas, tendo como foco específico a Bacia do Parnaíba no Estado do Ceará. Para tanto, lançou-se mão de análises geocronológicas, estratigráficas e de proveniência sedimentar ainda inéditas, buscando identificar as diferenças e/ou similaridades entre o sinal deposicional e áreas fonte das bacias do Jaibaras (rifte) e Parnaíba (intracratônica). Especificamente, foram conduzidas análises detalhadas de proveniência sedimentar a partir de geoquímica de rutilo detrítico, geocronologia U-Pb em zircão detrítico, proveniência sedimentar macroscópica e análise de paleocorrentes nos depósitos sedimentares da Formação Aprazível (Ediacarano - Cambriano, topo da Bacia do Jaibaras) e da Formação Ipu (Ordoviciano, base da Bacia do Parnaíba). Os dados de proveniência sedimentar demonstram que os conglomerados depositados na fase final da Bacia do Jaibaras são predominantemente compostos de clastos de rochas vulcânicas, sedimentares e metamórficas, angulares a sub- angulares, indicando áreas fonte diversificadas e proximais. Por outro lado, os conglomerados depositados na fase inicial da Bacia do Parnaíba apresentam alta maturidade sedimentar, com grande predominância de clastos de quartzo arredondados e pequena presença de clastos de outras composições, sugerindo áreas fonte distais. A análise de proveniência sedimentar a partir de geoquímica de rutilo detrítico reforça a área fonte distinta para as duas bacias estudadas, v principalmente devido a: (i) importante diminuição da contribuição de rutilo advindos de rochas de fácies granulito nos sedimentos iniciais da Bacia do Parnaíba, e (ii) diminuição da contribuição de rutilo proveniente de fontes máficas nos depósitos sedimentares da Bacia do Parnaíba. As idades de máxima deposição obtidas pela análise geocronológica por U-Pb LA- ICP-MS em zircão detrítico indicam Cambriano Médio/Superior para a Formação Aprazível (ca. 499 ± 5 Ma), e Cambriano Inferior para a Formação Ipu (ca. 528 ± 11 Ma). O fato da idade de máxima deposição da Formação Ipu ser mais antiga que a obtida para a Formação Aprazível reflete fontes distais distintas daquelas presentes nos limites e interior da Bacia do Jaibaras. A comparação dos dados geocronológicos da Formação Ipu com idades palinológicas disponíveis para a Formação Tianguá sobreposta, revelou que o início da sedimentação da primeira unidade da Bacia do Parnaíba possivelmente se deu no Cambriano Superior/Ordoviciano Inferior. Os dados geocronológicos ainda confirmam que as fontes primárias de sedimentos para os depósitos iniciais da Bacia do Parnaíba estariam localizadas nas regiões elevadas e montanhosas relacionadas às orogêneses do Ciclo Brasiliano, a sul/sudeste da Província Borborema (como os cinturões metamórficos e faixas Rio Preto e Riacho do Pontal). No atual estágio desta pesquisa, os dados obtidos enfatizam mudanças importantes nas áreas fonte entre as bacias rifte e sag, indicando que não há continuidade de polaridade e registro sedimentar entre as duas bacias. Deste modo, pode-se afirmar que as análises geocronológicas e de proveniência revelam que a Bacia do Parnaíba não teve evolução inicial continuada ou profundamente influenciada pelos sistemas de riftes da Bacia do Jaibaras. Palavras-chave: Bacias intracratônicas; Rutilo detrítico; Zircão detrítico; Proveniência sedimentar; SW Gondwana; Bacia do Jaibaras; Bacia do Parnaíba. vi Abstract Syneclises or intracratonic basins are long-lived sedimentary basins characterized by complex subsidence and erosion histories, and their origin is currently one of the most prolific topics in the geologic sciences. Historically debated, the controversial premise that these geotectonic units evolve by thermal (or flexural) subsidence after a primeval rift basin is widespread, and to this day remains a controversial issue. However, the complexity of these basins and the reduced knowledge about their geochronological, architectural and provenance evolutions do not allow to satisfactory falsify this hypothesis. Considering this problematic, we proceeded a novel and integrated multi-proxy study, aiming to identify differences (and/or similarities) in the sedimentary signal and source areas of the Jaibaras (rift) and Parnaíba (intracratonic) basins, Ceará State, Brazil. Thus, we performed a detailed analysis integrating geochemistry of trace elements in detrital rutile grains, U-Pb geochronology of detrital zircon, macroscopic provenance and paleocurrents from the sedimentary deposits of the Aprazível Formation (Ediacaran - Cambrian, top of Jaibaras rift Basin) and the Ipu Formation (Ordovician, basal unit of Parnaíba intracratonic Basin). Our provenance analysis results demonstrate that conglomerates of the rift sequence are predominantly composed of volcanic, sedimentary, and metamorphic angular to sub-angular clasts, pointing to a diverse, nearby source area. On the other hand, conglomerates deposits of the initial sag sequence have greater sedimentary maturity, with dominant rounded quartz vein clasts and other subordinated lithologies, indicating provenance from distant source areas. The geochemistry of trace elements performed in detrital reinforce that the source areas of these two units were distinct, revealing an important decrease in the input of granulite facies and metamafic grains in the Parnaíba Basin comparing with the Jaibaras Basin. The maximum depositional age for the Aprazível Formation (ca. 499 ± 5 Ma) indicates Cambrian age for the upper part of the Jaibaras Basin succession, and Early Cambrian age for the Ipu Formation (ca. 528 ± 11 Ma). The fact that the maximum deposition age of the Ipu formation is older than the Aprazível Formation vii reflects distal sources different from those present in the limits and interior of the Jaibaras Basin. The U-Pb data together with palynological ages of Tianguá Formation suggest that the deposition of Ipu Formation started at the Late Cambrian/Early Ordovician. The provenance analysis based on detrital zircon data also indicate that the orogenic mountains areas related to the Brasiliano Orogeny at the south/southeastern of Borborema Province (e.g., Rio Preto and Riacho do Pontal metamorphic belts), were the most probable primary source areas for the initial deposition of the Parnaíba Basin. Finally, our data emphasizes the key change in source areas from the rift to the sag phase, indicating that there is no continuity between the sedimentation of both basins and strongly suggesting that the Parnaíba Basin probably did not evolved from a precursor rift basin. Keywords: Intracratonic basin; Detrital rutile; Detrital zircon; Sedimentary provenance; SW Gondwana; Jaibaras Basin; Parnaíba Basin. viii Apresentação e organização da tese A presente Tese de Doutorado foi organizada com o objetivo de apresentar os principais resultados obtidos em forma de artigos científicos. Os artigos constituem o capítulo de resultados, e possuem lista de referências bibliográficas que seguem os padrões e formatos específicos de cada periódico para o qual foram submetidos. A numeração de figuras e tabelas dos artigos também segue uma ordem própria. O índice de figuras e tabelas inseridas no presente trabalho são referentes aos demais capítulos. Os Capítulos 1, 2 e 3 apresentam de forma breve as principais problemáticas envolvidas no presente trabalho, bem como os principais objetivos e justificativas. O Capítulo 4 apresenta de forma geral todos os materiais e métodos utilizados no presente trabalho. As descrições específicas de todos os parâmetros analíticos utilizados são também apresentadas em detalhe nos artigos científicos, apresentados no capítulo de resultados. O Capítulo 5 apresenta de forma geral os principais mecanismos envolvidos na formação de bacias do tipo rifte e intracratônicas, bem como o estado da arte dos modelos geodinâmicos que consideram a evolução integrada entre riftes e bacias intracratônicas, abordando também importantes características evolutivas das bacias do Parnaíba e Jaibaras. O Capítulo 6 apresenta de forma geral todas as características geológicas e estruturais importantes para a contextualização regional da área de estudo. Neste capítulo são descritas as unidades das bacias do Jaibaras e Parnaíba, juntamente com uma breve descrição do seu contexto deposicional e tectônico, considerando a implantação e preenchimento destas bacias. O Capítulo 7 apresenta os principais resultados obtidos neste trabalho. Ele foi divido em dois subcapítulos que correspondem aos dois artigos científicos elaborados. O Subcapítulo 7.1 apresenta os resultados obtidos pelas análises de proveniência macroscópica e por análise geoquímica sistemática de elementos traço em rutilo detrítico, bem como dados sobre a estratigrafia e sedimentologia das formações Aprazível e Ipu. Os resultados referentes a este capítulo encontram-se no artigo intitulado “Unraveling the origin of the Parnaíba Basin: testing ix the rift to sag hypothesis using a multi-proxy provenance analysis”, publicado, no ano de 2020, no periódico Journal of South American Earth Sciences. O Subcapítulo 7.2 apresenta os resultados obtidos através das análises geocronológicas U-Pb em LA-ICP-MS em zircões detríticos. Neste capítulo, os resultados abarcam as idades máximas de deposição das unidades estudadas, bem como a identificação das áreas fontes destas unidades. Os resultados compõem o manuscrito intitulado “So close and yet so far: U-Pb geochronological constraints of the Jaibaras rift Basin and the Parnaíba intracratonic Basin in the Southwestern Gondwana”, publicado, no ano de 2021, no periódico Geological Magazine. O Capítulo 8 apresenta uma discussão integrada e as considerações finais da Tese de Doutorado, com base em todos os resultados obtidos. No CD-ROM anexado à tese, encontram-se os resultados analíticos obtidos pela análise sistemática de elementos traço em rutilo detrítico por Microssonda Eletrônica - EPMA (Apêndices 1 e 2), e os dados referentes as análises U-Pb pelo método LA-ICP-MS em zircão detrítico (Apêndices 3 e 4). Por fim são apresentados os resultados referentes às análises dos padrões utilizados em cada método. x Sumário Resumo ...................................................................................................................................... iv Abstract ..................................................................................................................................... vi Apresentação e organização da tese ........................................................................................ viii Índice de Figuras ...................................................................................................................... xii Índice de Tabelas ...................................................................................................................... xii Índice de Apêndices ................................................................................................................ xiii 1. Introdução ............................................................................................................................... 1 2. Objetivos ................................................................................................................................ 4 3. Justificativas ........................................................................................................................... 5 4. Materiais e Métodos ............................................................................................................... 6 4.1. Análise de fácies sedimentares ........................................................................................ 6 4.2. Análise de paleocorrentes ............................................................................................... 6 4.3. Proveniência sedimentar por análise de rutilo detrítico ................................................ 7 4.4. Proveniência sedimentar macroscópica (Contagem de clastos - Gravel Composition Analysis) ............................................................................................................................... 11 4.5. Geocronologia U-Pb de zircões detríticos pelo método LA-ICP-MS ........................... 12 5. Fundamentação Teórica - Mecanismos envolvidos na gênese das Bacias do Jaibaras e Parnaíba .................................................................................................................................... 15 5.1. Bacia rifte do Jaibaras .................................................................................................. 15 5.2. Origem de bacias intracratônicas e o exemplo da Bacia do Parnaíba ........................ 16 6. Contexto geológico regional ................................................................................................ 22 6.1. Bacia do Jaibaras .......................................................................................................... 24 6.1.1. Formação Massapê ................................................................................................ 31 6.1.2. Formação Pacujá ................................................................................................... 32 6.1.3. Formação Aprazível ............................................................................................... 33 6.2. Bacia do Parnaíba ........................................................................................................ 35 6.2.1. Formação Ipu ......................................................................................................... 38 6.2.2. Formação Tianguá ................................................................................................. 40 6.2.3. Formação Jaicós .................................................................................................... 40 7. Resultados ............................................................................................................................ 42 xi 7.1. Desvendando a origem da Bacia do Parnaíba: testando a hipótese rift-to-sag por meio de análises de proveniência multi-proxy .............................................................................. 42 7.2. Geocronologia U-Pb da Bacia rifte do Jaibaras e da Bacia intracratônica do Parnaíba no Gondwana Ocidental ...................................................................................... 67 8. Considerações finais e conclusões ....................................................................................... 89 Referências bibliográficas ........................................................................................................ 95 Apêndice 1: Resultados analíticos dos elementos traço em rutilo detrítico: Formação Aprazível ................................................................................................................................................ 107 Apêndice 2: Resultados analíticos dos elementos traço em rutilo detrítico: Formação Ipu .. 108 Apêndice 3: Resultados analíticos da geocronologia U-Pb em zircões detrítico: Formação Aprazível ................................................................................................................................ 109 Apêndice 4: Resultados analíticos da geocronologia U-Pb em zircões detrítico: Formação Ipu ................................................................................................................................................ 110 xii Índice de Figuras Figura 1: Mapa geológico da área de estudo com destaque para a borda leste da Bacia do Parnaíba e para a Bacia do Jaibaras. ................................................................................ 23 Figura 2: Mapa geológico simplificado da porção norte da Província Borborema mostrando os domínios Ceará Central e Médio Coreaú e Zonas de Cisalhamento Brasilianas. ............ 25 Figura 3: Proposta de evolução tectono-sedimentar da Bacia do Jaibaras e eventos vulcânicos associados segundo Quadros (1996) e Barroso (2010). ................................................... 27 Figura 4: Modelo geodinâmico para o final do Neoproterozoico e início do Cambriano (pós- Brasiliano) para a evolução da Bacia do Jaibaras. ........................................................... 28 Figura 5: Coluna estratigráfica esquemática, com bases nos resultados da presente tese de doutorado, das bacias do Jaibaras e Parnaíba na área de estudo, destacando (em vermelho) as formações Aprazível (topo da Bacia do Jaibaras) e Ipu (base da Bacia do Parnaíba)..30 Figura 6: Carta estratigráfica simplificada da Bacia do Jaibaras e sequências sedimentares inferiores da Bacia do Parnaíba representadas pelo Grupo Serra Grande. ....................... 37 Figura 7: Mapa de isópacas do Grupo Serra Grande no Ordoviciano e Siluriano, mostrando as principais falhas que compõe o Lineamento Transbrasiliano. ......................................... 38 Figura 8: Evolução esquemática das bacias Jaibaras e Parnaíba, considerando o intervalo compreendido entre o término da deposição da Formação Aprazível e a deposição das camadas de topo da Formação Ipu. .................................................................................. 94 Índice de Tabelas Tabela 1: Relação das atividades referentes a preparação de amostras, obtenção do concentrado e análise de rutilo para fins de proveniência sedimentar. ................................................. 10 Tabela 2: Tabela cronoestratigráfica da Bacia do Parnaíba. Esta interpretação admite a Bacia do Jaibaras (sequência rifte, em cinza claro) como sequência inferior na evolução da bacia intracratônica. ................................................................................................................... 36 xiii Índice de Apêndices Apêndice 1: Tabela de dados analíticos brutos e resultados de elementos traço em rutilo detrítico obtidos por meio de EPMA das amostras da Formação Aprazível, Bacia do Jaibaras. . 107 Apêndice 2: Tabela de dados analíticos e resultados de elementos traço em rutilo detrítico obtidos por meio de EPMA das amostras da Formação Ipu, Bacia do Parnaíba. .......... 108 Apêndice 3: Dados analíticos brutos e resultados das análises geocronológicas U-Pb LA-ICP- MS em zircões detríticos das amostras da Formação Aprazível, Bacia do Jaibaras. ..... 109 Apêndice 4: Dados analíticos brutos e resultados das análises geocronológicas U-Pb LA-ICP- MS em zircões detríticos das amostras da Formação Ipu, Bacia do Parnaíba. .............. 110 1 1. Introdução A origem de sinéclises, bacias intracratônicas ou do tipo sag é usualmente interpretada como diretamente relacionada com esforços tectônicos atuantes nos estágios finais da evolução de bacias do tipo rifte (Leighton e Kolata, 1990; Oliveira e Mohriak, 2003). A particular associação entre bacias intracratônicas e bacias do tipo rifte é observada em diversos exemplos ao redor do mundo, nos quais sucessões sedimentares depositadas em bacias tipo rifte são sobrepostas diretamente por unidades sedimentares paleozoicas, à exemplo das bacias de Michigan, Illinois, Amazonas, Paraná e Parnaíba (e.g., Oliveira e Mohriak, 2003; Milani et al., 2007; Daly et al., 2018). Por outro lado, diferente dos modelos bem estabelecidos para gênese de bacias do tipo rifte e foreland, a origem destas grandes bacias intracratônicas ainda permanece controversa e atualmente é objeto de intenso estudo e debate (Daly et al., 2018). Durante os eventos distensivos pós-orogênicos ocorridos na porção ocidental do Supercontinente Gondwana, procedeu-se a formação de inúmeras bacias de rifte acompanhadas por intensos eventos magmáticos. Neste contexto, a separação entre Laurentia e Báltica da margem proto-Andina ocasionou a formação do Oceano Iapetus (Bond et al., 1984; Dalziel, 1997) resultando em, ao menos, dois pulsos de subsidência mecânica responsáveis pela formação da Bacia do Jaibaras no nordeste do atual território brasileiro (Oliveira et al., 2001). Após este evento inicial, sucedeu-se uma importante mudança no campo de esforços, ocasionando a estabilização da litosfera e o início da subsidência térmica que resultou na instalação da Bacia do Parnaíba durante o Cambriano tardio e início do Ordoviciano (Brito Neves et al., 1984). Segundo Oliveira e Mohriak (2003) e Castro et al. (2016), a reativação das falhas associadas às duas fases rifte formadoras da Bacia do Jaibaras controlaram a deposição da fase sag inicial da Bacia do Parnaíba. A Bacia, ou Gráben do Jaibaras, faz parte de um complexo sistema de riftes continentais de idade ediacarana - cambriana que, atualmente, se encontra parcialmente sob a Bacia do 2 Parnaíba. Este sistema é constituído por diversas pequenas bacias alongadas de direção NE-SW aflorantes no Estado do Ceará, destacando as bacias do Jaibaras, Cococi, Rio Jucá, Sairi, Jaguarapi, Catolé, São Julião e Iara (Chamani, 2011, 2015; Castro et al., 2014, 2016). Prospecções geofísicas indicam que este sistema de riftes se prolonga para além dos limites aflorantes e ocorrem sob os sedimentos basais da Bacia do Parnaíba (e.g., Pedrosa Junior et al., 2015, 2017). Estes pequenos riftes possivelmente se desenvolveram a partir de esforços distensivos atuantes em zonas de cisalhamentos pós-colisionais (Brito Neves et al., 1984), relacionadas diretamente a evolução de sistemas de falhas associados ao Lineamento Transbrasiliano (Oliveira e Mohriak, 2003; Chamani, 2015). No entanto, é importante ressaltar que apesar de diversas hipóteses recentemente aventadas para a origem da Bacia do Parnaíba (e.g., Castro et al., 2014, 2016; Tozer et al., 2017; Coelho et al., 2018; Daly et al., 2018; McKenzie e Tribaldos, 2018; Menzies et al., 2018; Watts et al., 2018), não existe um consenso formal sobre quais mecanismos foram responsáveis pela implantação desta unidade geotectônica. A Bacia do Jaibaras, com aproximadamente 120 km de extensão e 15 km de largura, apresenta forma alongada na direção NE-SW seguindo o trend de direção N40E do Lineamento Transbrasiliano (que localmente recebe o nome de Falha Sobral - Pedro II). É basicamente constituída por depósitos siliciclásticos continentais imaturos do Grupo Jaibaras (formações Massapê, Pacujá e Aprazível) depositados exclusivamente em ambientes continentais de leques e planícies aluviais, com ocorrência de fandeltas nas fases lacustres (Teixeira et al. 2004). Ocorrem também rochas vulcânicas de composição andesítica, basaltos andesíticos, riolitos e rochas vulcanoclásticas pertencentes à Formação Parapuí, que seccionam toda a sucessão do Grupo Jaibaras. Considerando as idades disponíveis e ausência de estudos sedimentológicos e estratigráficos de detalhe, permanece a dúvida quanto a real influência da evolução da Bacia do Jaibaras na instalação da Bacia do Parnaíba. Deste modo, este trabalho buscou conduzir uma 3 análise integrada utilizando técnicas e procedimentos sedimentológicos, estratigráficos, geoquímicos e geocronológicos, visando a caracterização da evolução tectono-estratigráfica da unidade de topo da Bacia do Jaibaras (Formação Aprazível) e da unidade sedimentar associada à deposição inicial da Bacia do Parnaíba (Formação Ipu, unidade inferior do Grupo Serra Grande). Esta análise integrada (multi-proxy) utilizando diferentes métodos e abordagens buscou elucidar importantes questões ainda pendentes envolvendo a evolução de sistemas de rifte pós-ruptura de Gondwana, e a implantação de bacias cratônicas interiores subsequentes. Buscando elucidar estas importantes questões, os dados obtidos foram analisados e interpretados procurando identificar similaridades e diferenças entre a sucessão sedimentar final da fase rifte (Formação Aprazível) e os depósitos sedimentares iniciais da fase sag (Formação Ipu). A aquisição de seções colunares de detalhe, aliada a análise de paleocorrentes e estudos de proveniência sedimentar macroscópica e a partir de elementos traço em rutilo detrítico, resultaram na identificação de mudanças e padrões de dispersão sedimentar e área fontes entre tais unidades. A geocronologia U-Pb por LA-ICP-MS em zircões detríticos foi fundamental para definir, pela primeira vez, as idades de máxima deposição das formações Aprazível e Ipu. Estes dados também auxiliaram sobremaneira na definição de um quadro deposicional compatível das unidades, refinamento das áreas fontes obtidas pelas análises de proveniência em rutilo detrítico e composição de um quadro paleogeográfico adequado para a passagem rift-to-sag na porção SW do supercontinente Gondwana. 4 2. Objetivos A presente tese de doutorado teve como objetivo principal conduzir estudos sedimentológicos, estratigráficos, geoquímicos e geocronológicos a fim de definir a evolução tectono-estratigráfica das unidades de topo e base das bacias do Jaibaras e do Parnaíba, respectivamente, bem como elucidar se existe relação de causa e efeito entre a fase rifte e o início da sedimentação das unidades da fase sag. O principal objeto do estudo foca, portanto, na sucessão de topo da Bacia do Jaibaras (Formação Aprazível) e na sequência inferior da Bacia do Parnaíba (Formação Ipu, base do Grupo Serra Grande), em contato com a Bacia do Jaibaras e embasamento. Como objetivos específicos, pretendeu-se: i. Aplicar conceitos de sedimentologia e estratigrafia, tais como análise de fácies e análise de paleocorrentes, a fim de compor um quadro deposicional e paleogeográfico adequado para a deposição das unidades supracitadas; ii. Identificar padrões e dissimilitudes que permitam compreender a evolução e correlação da unidade de topo da Bacia do Jaibaras e o início da implantação da sedimentação do Grupo Serra Grande (base da Bacia do Parnaíba); iii. Determinar as idades de máxima deposição das formações Aprazível e Ipu através de geocronologia U-Pb de zircões detríticos; iv. Verificar a proveniência sedimentar das unidades supracitadas por análises de macro proveniência sedimentar (gravel compositional analysis) e com base na geoquímica sistemática de elementos traços em rutilo e idades de zircão detrítico; v. Definir padrões estratigráficos e de sucessões sedimentares depositadas em contexto de transição entre as bacias de rifte e intracratônica; vi. A partir dos estudos estratigráficos, geoquímicos e geocronológicos, contribuir para a compreensão de aspectos relativos à formação de bacias rifte e seu padrão de 5 preenchimento, bem como determinar se sua evolução influencia a instalação da bacia intracratônica. 3. Justificativas Esta pesquisa se justifica devido à quase ausência, em nosso continente, de estudos integrados que busquem elucidar os processos envolvidos na implantação de bacias intracratônicas e sua relação com bacias do tipo rifte. Desta forma, a aplicação integrada de diferentes métodos modernos de análise e evolução de bacias se justifica pois busca compreender: (i) inconsistências nas idades de deposição das unidades depositadas nas fases rifte e sag; (ii) definir a proveniência dos sedimentos identificando áreas fontes e rotas de dispersão sedimentar; (iii) delinear a evolução sedimentar das bacias de rifte ediacaranas- cambrianas do nordeste brasileiro, e (iv) falsear a hipótese da evolução continuada de sistemas riftes para bacias cratônicas interiores. É fundamental ressaltar que outras bacias brasileiras, à exemplo das bacias do Paraná e Amazonas, apresentam inconsistências e incertezas quanto o processo de sua instalação e evolução inicial. Ainda que pese a quase ausência de estudos voltados à esta problemática, atualmente aceita-se que estas teriam evoluído a partir de sistemas de riftes precursores ou a partir de outras bacias atualmente recobertas pela pilha sedimentar da sinéclise (Marques et al., 1993; Assine, 1996). Deste modo, o estudo desta problemática utilizando as bacias do Jaibaras e Parnaíba se justifica pois, ademais das excelentes condições de afloramento, pode auxiliar no entendimento de aspectos importantes na instalação e evolução de outras sinéclises formadas após a consolidação de Gondwana. 6 4. Materiais e Métodos Os principais métodos utilizados neste trabalho buscaram compreender melhor os padrões deposicionais das sucessões estudadas, bem como a proveniência sedimentar e idades de máxima deposição destas, tanto da fase rifte (Bacia do Jaibaras) quanto a fase sag (Bacia do Parnaíba). 4.1. Análise de fácies sedimentares O conceito de fácies utilizado compreende que cada fácies sedimentar constitui-se de um corpo de rocha individual caracterizado por seus atributos físicos, não confinado a uma posição estratigráfica e definido a partir de critérios descritivos (Miall, 1996). Os dados obtidos em campo foram organizados e representados através de: (i) documentação fotográfica para cada fácies identificada; (ii) confecção de esquemas e fotomosaicos de afloramentos; (iii) montagem de seções colunares em escala de detalhe (escala 1:20). Foram adquiridas um total de seis seções colunares, que abrangem a Formação Ipu desde a base (próximo ao contato com o embasamento Pré-Cambriano) até o topo, no contato com a Formação Tianguá sobrejacente. A interpretação dos sistemas deposicionais se pautou na associação de fácies geneticamente relacionadas, ou seja, fácies que ocorrem associadas umas às outras e que não apresentam individualmente conotação paleoambiental específica. A descrição macroscópica das rochas siliciclásticas utilizou a nomenclatura de Folk (1968), e teve por objetivo a identificação da natureza mineralógica do arcabouço, matriz e cimento, além de características físicas do grão. 4.2. Análise de paleocorrentes As paleocorrentes foram adquiridas no intuito de se definir o mergulho deposicional, local ou regional, e interpretar os padrões de paleofluxo atuantes durante a deposição das camadas da Formação Ipu. É importante destacar que os dados foram discriminados segundo as diferentes associações de fácies, desta forma separando paleocorrentes geradas por processos 7 distintos. Um total de 366 medidas de paleocorrentes foram obtidas para a Formação Ipu na área de estudo, ao longo de seis estações de medição que abrangeram desde a base até a porção intermediária. Não foram adquiridas paleocorrentes na Formação Aprazível devido seu grau de deformação e ausência de afloramentos e depósitos adequados para este fim. Foram realizadas medidas em diferentes estações buscando, sempre que possível, a obtenção de ao menos 25 medidas por ponto de amostragem, número mínimo recomendado para determinar o vetor médio do sentido geral de transporte sedimentar (Miall, 1974; Selley, 1982). 4.3. Proveniência sedimentar por análise de rutilo detrítico Análises químicas de minerais acessórios, em especial o rutilo, auxiliam na determinação da composição química de elementos HFSE (High Field Strenght Elements - V, W, Zr, Ti, Hf, Nb e Ta) presentes na rocha primária onde o rutilo se cristalizou (Zack et al., 2002). Como estes elementos incorporados no rutilo são incompatíveis e de baixa mobilidade, o reequilíbrio químico após um pico metamórfico é mínimo, conservando assim a sua composição inicial e características importantes sobre a rocha em que se cristalizou (Zack et al., 2002). Por ser um mineral pesado resistente ao intemperismo, diagênese e ao transporte, o rutilo se torna um excelente mineral para análise de proveniência sedimentar. Baseado nas concentrações de Nb e Cr, é possível caracterizar o tipo de área fonte do grão (félsico ou máfico) (Zack et al., 2004b) e informações sobre o último ciclo metamórfico pelo qual passou o grão (composição química e temperatura) (Zack et al. 2004a, 2011). A partir da geoquímica do rutilo, é possível também obter dados térmicos (Zr-in-rutile): de acordo com reações de equilíbrio (ZrSiO4 = ZrO2 [no rutilo] + SiO2 [quartzo/coesita]), esta calibração é baseada na ideia de que o rutilo esteve em equilíbrio com quartzo e zircão durante sua cristalização (Triebold et al., 2012). Assim, o cálculo de temperatura necessita apenas da concentração de Zr no rutilo e um conhecimento/estimativa da pressão metamórfica durante a 8 cristalização do rutilo (Tomkins et al., 2007; Triebold et al., 2012). O cálculo de temperatura dos grãos de rutilo detrítico seguiu a calibração propostas por Tomkins et al. (2007). Apesar dos rutilos formados em rochas máficas apresentarem uma baixa concentração de quartzo (atividade de SiO2 pode ser < 1.0), Ferry e Watson (2007) demonstram que a máxima incerteza do cálculo de temperatura (Zr-in-rutile) pela baixa atividade de SiO2 é de cerca de ± 70oC, possibilitando o uso de grãos derivados tanto de rochas félsicas quanto de rochas máficas. Destaca-se que rochas félsicas portadoras de rutilo apresentam Zr e Si em excesso, já que zircão e quartzo são minerais frequentes neste tipo de rocha. Portanto, o geotermômetro pode ser aplicado aos cristais de rutilo que apresentam alta concentração de Nb em relação ao Cr. Desta forma, quanto maior a concentração de Zr no rutilo, maior será a temperatura da rocha fonte. Apesar de não ser o principal carreador de Cr, a incorporação deste elemento no rutilo é fortemente dependente da concentração do mesmo na rocha (Zack et al. 2002). Portanto, com base nas concentrações de Cr e Nb no rutilo é possível identificar se este mineral é proveniente de uma rocha máfica ou félsica (i.e., ígnea, meta-ígnea, metapelítica, metapsamítica). Quando o rutilo é proveniente de rochas félsicas, o mesmo apresenta alta concentração de Nb e baixa concentração de Cr (Zack et al., 2004b). Por outro lado, quando o rutilo deriva de rochas máficas, o mesmo apresenta baixa concentração de Nb e alta concentração de Cr (Zack et al., 2004b). Em sistemas com Si, Ti e Zr em excesso, a incorporação de Zr no rutilo é dependente da temperatura do sistema (Zack et al., 2004a, Tomkins et al. 2007). As análises de proveniência sedimentar por análise de rutilos detríticos foram realizadas em quatro etapas: (i) preparação das amostras; (ii) separação e preparação dos grãos; (iii) pré- análise das amostras, e (iv) análise final no Electron Probe Micro Analyser (EPMA; Microssonda Eletrônica). As etapas (i), (ii) e (iii) foram comuns tanto para o método de geocronologia U-Pb por análise de zircão detrítico, quanto para as análises de proveniência sedimentar utilizando rutilo detrítico. 9 As análises de elementos traço em rutilo foram realizadas no Departamento de Geologia (DG) da Unesp Rio Claro, sob a supervisão do Prof. Dr. George Luiz Luvizotto, coordenador do Laboratório de Microssonda Eletrônica do Instituto de Geociências e Ciências Exatas (IGCE). As etapas consistiram: i. Preparação das amostras: as amostras coletadas foram tratadas para obtenção de um concentrado de minerais pesados não magnéticos, como o caso do rutilo e do zircão. As amostras coletadas foram submetidas a processos de britagem, moagem, separação de minerais magnéticos com imã de mão e separador magnético isodinâmico Frantz. Após a separação dos minerais magnéticos e não-magnéticos, os minerais pesados foram separados com a utilização do líquido denso Bromoformio (CHBr3, com densidade 2,89 g.cm-3). Como o rutilo e o zircão apresentam maiores densidades (4,23 - 4,25 g.cm-3 e 4,6 - 4,7 g.cm-3, respectivamente), estes minerais ficaram no fundo da vidraria; ii. Separação e preparação dos grãos: a partir do concentrado de minerais pesados, foram separados para análise de proveniência sedimentar apenas os grãos de interesse. Estes foram selecionados manualmente com o auxílio de lupa estereoscópica. A seleção dos grãos de rutilo teve como base os parâmetros estabelecidos por Triebold et al. (2012). Os grãos selecionados foram montados em seções polidas (mounts) com resina Epoxy (Specifix 40, proporção 5 ml de resina para 2.5 ml de agente secante); iii. Pré-análise das amostras: Os grãos montados na resina epoxy foram imageados com Elétrons Retroespalhados (Backscatered Electrons), com o intuito de identificar fraturas, zonações, presença de ilmenita e inclusões de zircão. Grãos que apresentem ilmenita e inclusões de zircão (que podem influenciar na concentração de Zr no rutilo), foram analisados em pontos distantes destes minerais, com o objetivo de não “contaminar” as análises; 10 iv. Análise no Electron Probe Micro Analyser (EPMA): O equipamento utilizado foi a microssonda JEOL JXA-8230, com 5 detectores WDS (Wavelength Dispersive Spectroscopy). As análises foram realizadas com 20Kv e 80nA, seguindo as considerações apresentadas por Luvizotto et al. (2009). Os padrões utilizados foram o R10 e Sy apresentado pelos autores supracitados, e foram analisados os elementos Si, Al, Cr, V, Fe, Sn, Sb, Ta, Hd, W, Nb e Zr. As descrições detalhadas de todos os parâmetros analíticos utilizados serão apresentadas no Subcapítulo 7.1. Triebold et al. (2012) desenvolveram uma lista com 6 principais etapas para análise de proveniência sedimentar a partir de rutilo (Tabela 1). Tabela 1: Relação das atividades referentes a preparação de amostras, obtenção do concentrado e análise de rutilo para fins de proveniência sedimentar (Triebold et al., 2012). Os resultados completos dos dados analíticos referentes as análises de elementos traço em rutilo detrítico estão disponíveis nos Apêndices 1 e 2, correspondendo aos resultados analíticos para as formações Aprazível e Ipu, respectivamente. Etapa Descrição 1 Extração de grãos de rutilo na fração entre 63 - 200 µm (areia fina a muito fina; Wentworth, 1922) 2 Seleção manual dos rutilos separados da fração de minerais magnéticos 3 Determinação do polimorfo de TiO2 (rutilo, anatásio e bruquita) 4 Determinação da rocha fonte pela equação X = 5*(Nb[ppm] - 500) - Cr[ppm] Valores negativos de X indicam rutilos de fonte máfica, enquanto valores positivos indicam rutilos de fonte félsica (pelítica) 5 Calculo da temperatura de cristalização dos grãos de rutilo, a partir de calibração utilizando Zr (Zr-in-rutile) (Tomkins et al., 2007; Ferry e Watson, 2007) 6 Interpretação da proveniência sedimentar a partir dos dados geoquímicos obtidos por rutilo, utilizando apenas os dados mais constantes. 11 4.4. Proveniência sedimentar macroscópica (Contagem de clastos - Gravel Composition Analysis) A análise de proveniência sedimentar macroscópica foi realizada através da contagem de clastos dos conglomerados presentes nas formações Ipu e Aprazível. Deste modo, foram identificados diferentes tipos de clastos de acordo com sua litologia para cada unidade, considerando também seu tamanho e área média. A finalidade principal desta análise foi identificar possíveis modificações nas áreas fontes do topo da Bacia do Jaibaras e da base da Bacia do Parnaíba. O método de contagem de clastos (Gravel Composition Analysis) é uma ferramenta útil na caracterização e identificação de mudanças locais de áreas fonte, podendo ser diretamente correlacionado com litologias originais destas (e.g., Haughton et al., 1991; Howard, 1993). Assim, a composição dos clastos de rochas sedimentares reflete primariamente áreas fontes locais (e.g., Ferguson et al., 1996; Allen e Heller, 2012). Por exemplo, variações nos padrões de clastos podem refletir ativações e reativações tectônicas de falhas de borda durante a deposição (Whittaker et al., 2010). Os dados de contagem de clastos foram coletados em conglomerados e arenitos muito grossos a conglomeráticos em 9 afloramentos da Formação Aprazível (JBR-02, 04, 05, 06, 07, 10, 11, 12 e 13), e 5 afloramentos da Formação Ipu (JBR-15, 16, 21, 25 e 30). Para cada afloramento, foram analisados ao menos 300 clastos buscando a diminuição de erros estatísticos. Ao todo, foram contabilizados mais de 4000 clastos em 14 afloramentos, em um total de aproximadamente 2700 clastos para a Formação Aprazível, e aproximadamente 1500 clastos para a Formação Ipu. Devido à dificuldade de remoção dos clastos da rocha (para obter o valor dos três eixos e, consequentemente, o volume destes), optou-se pela medição dos eixos maior e menor para obtenção da área média de cada clasto em função da variação dos diferentes litotipos. 12 Afim de identificar semelhanças e diferenças na distribuição dos clastos ao longo das sucessões das duas unidades analisadas, procedeu-se um tratamento estatístico detalhado. Este tratamento lançou mão do uso de técnicas de estatística, destacando a análise de componentes principais (PCA) e análise correspondente (CA), com o auxílio do pacote R “Provenance”, seguindo o protocolo estabelecido por Vermeesch et al. (2016). Estas análises permitiram identificar quais litologias de clastos estão melhor representados em cada porção das diferentes bacias e ao longo da sucessão estratigráfica de cada unidade. A aplicação destes métodos analíticos ainda possibilitou identificar quais variáveis são correlacionais, ou não, em cada ponto amostrado (afloramento, nível estratigráfico e/ou área da bacia). 4.5. Geocronologia U-Pb de zircões detríticos pelo método LA-ICP-MS A análise de zircões detríticos teve como objetivo a determinação das idades máximas deposicionais e de padrões de proveniência sedimentar das formações Aprazível (unidade superior da Bacia do Jaibaras) e Ipu (unidade inferior do Grupo Serra Grande, base da Bacia do Parnaíba). Foram coletadas amostras na base, meio e topo estratigráfico da Formação Ipu, a fim de detectar variações de idades de zircões herdados ao longo da sucessão sedimentar, bem como sua proveniência sedimentar ao longo da unidade. Para a Formação Aprazível, devido sua expressiva variação de espessura, coletou-se amostras desta unidade ao longo de toda a Bacia do Jaibaras, afim de identificar variações de proveniência e idades ao longo de níveis estratigráficos distintos. Após a coleta das amostras em campo, as mesmas foram preparadas de acordo com a metodologia-padrão aplicada na separação de minerais pesados (etapas i, ii, iii descritas no item 4.3). Após a separação da fração pesada das amostras, os grãos de zircão, bem como os de rutilo, foram montados em seções polidas com resina Epoxy. No intuito de avaliar a estrutura interna dos cristais de zircão, estes foram imageados por catodoluminescência em microscópio eletrônico de varredura (modelo JEOL 6510, acoplado à um detector de catodoluminescência), na Universidade Federal de Ouro Preto, sob 13 os cuidados do Prof. Dr. Cristiano Lana. Este método possibilitou separar as zonas fraturadas dos grãos que foram afetadas por processos de alteração hidrotermal ou de recristalização metamórfica e que, portanto, constituem regiões com menor confiabilidade para a aquisição de idades de cristalização pelo método LA-ICP-MS. A obtenção das razões isotópicas U-Pb em zircões detríticos foi realizada no Laboratório de Geoquímica Isotópica da Universidade Federal de Ouro Preto sob coordenadoria do Prof. Cristiano Lana, equipado com espectrômetro de massa (Element 2 LA-SF-ICP-MS) acoplado a um sistema de ablação à laser (Photon-machines Excimer Laser 193). Os procedimentos analíticos seguiram os protocolos de Jackson et al. (2004) e Takenaka et al. (2014). O material primário de referência utilizado no laboratório da UFOP é o zircão BB-1 (562.58 ± 0.26 Ma; Santos et al., 2017), enquanto o secundário e terciário são, respectivamente, os zircões GJ-1 (608.5 ± 1.5 Ma; Jackson et al., 2004) e Plešovice (337 ± 1 Ma; Sláma et al., 2008). As razões isotópicas relevantes (207Pb/206Pb, 208Pb/206Pb, 208Pb/232Th, 206Pb/238U e 207Pb/235U) foram reduzidas e corrigidas utilizando-se o software Glitter (van Actherbergh et al., 2001), e os cálculos de idades dos grãos de zircão detríticos foram realizados utilizando o Isoplot-Ex (Ludwig, 2003). Após a obtenção das diferentes idades das populações de zircões das formações Aprazível e Ipu, diagramas de frequência foram construídos a fim de comparar variações de idades U-Pb ao longo da sucessão sedimentar. Este procedimento constitui ferramenta muito útil no estudo de dispersão sedimentar de bacias antigas (Kosler et al., 2002), uma vez que auxilia na distinção de diferentes áreas-fonte a partir da variação das idades obtidas. As idades de máxima deposição foram calculadas usando o método dos Três Grãos Mais Jovens (Youngest Three Zircons) (e.g., Zhang et al., 2016; Ross et al., 2017; Coutts et al., 2019), que foi o procedimento que resultou em idades mais concordantes com o contexto regional das bacias e idades previamente publicadas na literatura. 14 As descrições detalhadas de todos os parâmetros analíticos utilizados são apresentadas no Subcapítulo 7.2, e os resultados completos dos dados analíticos referentes as análises de U- Pb em zircão detrítico estão disponíveis nos Apêndices 3 e 4, que correspondem aos resultados analíticos para as formações Aprazível e Ipu, respectivamente. 15 5. Fundamentação Teórica - Mecanismos envolvidos na gênese das Bacias do Jaibaras e Parnaíba 5.1. Bacia rifte do Jaibaras Bacias rifte constituem uma das principais classes de estruturas de escala continental presentes na crosta continental (Miall, 2002). Bacias em regimes extensionais são importantes pois, a partir de seu preenchimento sedimentar e estruturas tectônicas, apresentam: (i) alta taxa de subsidência e alto potencial de preservação do registro sedimentar e fósseis que auxiliam nas interpretações deposicionais e do paleoclima; (ii) informações sobre o nível do mar/lago e suprimento de sedimentos/água, (iii) variação do nível de base e taxa de aporte sedimentar, e (vi) vastas reservas de hidrocarbonetos, minerais e água (Gawthorpe e Leeder, 2000). Diversas estruturas alongadas NE-SW do tipo graben ou rifte, identificadas a partir de estudos geofísicos, ocorrem sob a Bacia do Parnaíba no Estado do Ceará (Castro et al., 2014, 2016). Inicialmente, estas estruturas foram tentativamente interpretadas como bacias pull-apart desenvolvidas ao longo de grandes zonas de cisalhamento e discordâncias pós-colisionais regionais do embasamento Pré-Cambriano (Brito Neves et al., 1984). Diversos autores, como Oliveira (2001) e Oliveira e Mohriak (2003), interpretam as estruturas do tipo graben como geneticamente relacionadas à uma evolução rift-to-sag, na qual tais bacias teriam evoluído e culminado na instalação de uma bacia intracontinental, a Bacia do Parnaíba. De modo geral, estas bacias do tipo rifte (ou pull-apart, segundo algumas interpretações) teriam se formado entre o Neoproterozoico e início Fanerozoico (Estágio de Transição da Plataforma Sul-Americana; Almeida, 1969), em um período caracterizado pela ruptura de Laurentia e Báltica do Gondwana Ocidental (Bond et al., 1984; Castro et al., 2014). O reajuste tectônico resultante desta separação durante o início do Cambriano e começo do Ordoviciano teria causado uma inversão no campo de esforços que culminou em extensão crustal, e causou o rifteamento ativo acompanhado por magmatismo e vulcanismo (Castro et al., 2014, 2016). Estas bacias extensionais recém formadas reativaram grandes zonas de 16 cisalhamento do embasamento da Província Borborema, especialmente àquelas relacionadas ao Ciclo Brasiliano, como o Lineamento Transbrasiliano, e não resultaram em uma quebra continental completa (Castro et al., 2014, 2016). Contrariamente ao modelo de graben/rifte clássico (distensional - rifte puro) defendido por Quadros (1996), Oliveira (2001) e Oliveira e Mohriak (2003), alguns autores como Gorayeb et al. (1988), Cacama et al. (2015), Garcia (2016) e Tozer et al. (2007), defenderam a existência de cinemática transcorrente (ou transtativa) nas falhas e zonas de cisalhamento que delimitam a Bacia do Jaibaras. Estes autores então retomam parcialmente a hipótese de Brito Neves et al. (1984), e defendem que esta seja uma bacia/graben evoluída a partir de uma bacia originalmente do tipo pull-apart. Neste modelo, o mecanismo responsável pela subsidência e posterior deformação da Bacia do Jaibaras estaria relacionado a atividade de falhas transversais produzidas por movimentações transcorrentes ao longo do feixe de falhas do Lineamento Transbrasiliano. A presença de riftes e grabens, como àqueles da Bacia do Jaibaras, sob unidades depositadas em bacias intracratônicas não é exclusiva e pode ser constatada em alguns exemplos ao redor do planeta. Estruturas semelhantes são observadas nas bacias intracratônicas da América do Norte, nas quais sistemas de rifte ocorrem estratigraficamente abaixo de sucessões das bacias de Michigan, Illinois e Hudson Bay (Armitage e Allen, 2010). Algumas bacias intracratônicas no continente Africano, como no caso das bacias do Congo, Chad e Taoudeni (Armitage e Allen, 2010), também apresentam riftes subjacentes que sugerem evolução continuada entre as fases mecânicas e térmica/flexural. 5.2. Origem de bacias intracratônicas e o exemplo da Bacia do Parnaíba Bacias cratônicas, intracratônicas, do tipo sag ou sags intracontinentais são grandes compartimentos geotectônicos de longa duração, com escala continental (~105 km2 como a Bacia de Paris; ~1,4 x 106 km² como a Bacia do Paraná; 2 x 106 km² como a Centralian Superbasin), de forma circular a elíptica, com pilha sedimentar entre 5 km a 7 km de espessura, desenvolvidas exclusivamente em litosfera continental estável e espessa (Sloss, 1988; Crosby 17 et al., 2010; Allen e Allen, 2013; Daly et al., 2018; Menzies et al., 2018). Allen e Allen (2013) restringiram o uso do termo “bacias intracratônicas” para aquelas que se encontram exclusivamente distantes de margens continentais convergentes ou divergentes. De modo geral, as bacias intracratônicas são descritas como sendo preenchidas na forma de “layer-cake stratigraphy”, e apresentam algumas características em comum, tais como: (i) extensa área deposicional caracterizada por sedimentos indeformados e quase horizontais (Daly et al., 2018); (ii) forma circular a elíptica; (iii) são geralmente desenvolvidas em crosta Pré- Cambriana (> 40 km) e litosfera (> 150 km) espessas (Menzies et al., 2018; McKenzie e Priestley, 2016); (iv) apresentam megassequências delimitadas por discordâncias erosivas regionais (Daly et al., 2014); (v) sedimentação marinha e continental, por vezes mista (Sloss, 1963); (vi) pouca ou nenhuma evidência de rifteamento inicial ou elevação da Moho sob a bacia (Sleep, 1976); (vii) localizada em regiões cratônicas estáveis; (viii) apresentam margens erosivas, e (ix) baixa (< 1 m Ma -1) e prolongada (> 200 Ma) taxa de subsidência (Menzies et al., 2018). Bacias intracratônicas são caracterizadas, de modo geral, por ciclos de prolongada subsidência alternados com longos intervalos erosivos ou de não deposição (Allen e Allen, 2013). Ocasionalmente, algumas bacias intracratônicas apresentam taxa de subsidência inicial relativamente alta, que é sucedida por um período de diminuição desta, em um comportamento similar àquele observado para bacias oceânicas de margem passiva (Stel, et al., 1993; Armitage e Allen, 2010; Allen e Armitage, 2012). Deste modo, o fato dessas bacias apresentarem subsidência da ordem de milhares de milhões de anos implica em uma consequente baixa taxa de acúmulo sedimentar (Allen e Allen, 2013). Em contraste com o consenso formal sobre a origem de outras bacias sedimentares, como bacias foreland e rifte, a origem e mecanismos responsáveis pela formação das bacias intracratônicas é controversa (Daly et al., 2018). Assim, ao longo do tempo, diversos modelos foram propostos para elucidar como estas bacias se originaram e quais os mecanismos 18 responsáveis pela subsidência inicial de uma grande área continental, podendo-se destacar: (i) flexura litosférica devido a carga (Beaumont et al., 1987) ou como resultado de contração térmica (Sleep, 1976; Sleep e Sloss, 1980); (ii) contração térmica lenta em ambientes não- extensionais e magmatismo anorogênico sob underplate basáltico (anorogenic magmatism under basaltic underplate emplacement) (Haxby et al., 1976; Stel et al., 1993); (iii) subsidência resultante de resfriamento de intrusões vulcânicas e underplating basáltico responsáveis por carga térmica e mecânica na litosfera (Neumann et al., 1992; Stel et al., 1993); (iv) subsidência mecânica causada pela mudança de fase metamórfica e aumento de densidade de crosta máfica para eclogito (Baird et al., 1995; Artyushkov et al., 2008; Allen e Armitage, 2012; Gac et al., 2013); (v) dobramento litosférico resultante de esforços compressionais distantes (far-filed compressional stress) (Lambeck, 1983); (vi) ressurgimento convectivo do manto (convective downwelling) resultando em subsidência (Hartley e Allen, 1994); (vii) contração térmica seguida por distensão litosférica, afinamento e resfriamento (McKenzie, 1978; Allen e Armitage, 2012 ); (viii) reativação de sags pré-existentes por esforços extensionais reduzidos por longos períodos de tempo (> 75 myr) (Beaumont et al., 1987; Armitage e Allen, 2010), e (ix) topografia dinâmica negativa resultante de convecção mantélica em larga escala, ou associada com a subducção de placas oceânicas frias (Burgess et al., 1997; Farrington et al., 2010). Geralmente, as bacias intracratônicas não apresentam evidências claras de fases riftes bem desenvolvidos que precedem a sua implantação, fato que, segundo Allen e Allen (2013), provavelmente se deve à falta de sísmica de precisão e detalhe das porções basais das bacias intracratônicas. Apesar disso, como anteriormente citado, as bacias de Illinois e Oklahoma na América do Norte e a Centralian Superbasin na Austrália, são exemplos de bacias intracratônicas que são conectadas ao oceano por sistemas de riftes e riftes abortados (Allen e Allen, 2013). A análise da bibliografia existente indica que a usual e generalizada associação entre extensão continental e formação de bacias intracratônicas, está bastante fundamentada nos 19 modelos evolutivos disponíveis para estas bacias americanas em específico (Allen e Armitage, 2012; Allen e Allen, 2013). De maneira geral, a formação da Bacia do Parnaíba é correlacionada a um importante evento de contração térmica e adensamento litosférico (Santos et al., 2013a) associado ao último ciclo orogenético Neoproterozoico - Eopaleozoico Brasiliano-Pan Africano (Lima e Sá, 2017; Brito Neves e Fuck, 2013; Castro et al., 2014), que resultou em expressiva subsidência termal de uma grande área intracratônica (Milani e Thomaz Filho, 2000). Estudos recentes sobre a história de subsidência da Bacia do Parnaíba parecem convergir para um modelo no qual um corpo de alta densidade impõe carga sobre a crosta e litosfera na região central da bacia, resultando em uma resposta flexural (Tozer et al., 2017; Daly et al., 2018). McKenzie e Tribaldos (2018) mostram que nem o embasamento e nem o registro estratigráfico da bacia foram sujeitos à grandes distensões e afinamento crustal. Deste modo, segundo estes autores, um modelo distensivo não é adequado para explicar a origem da bacia, que estaria muito mais associada à subsidência por perturbações térmicas resultantes da colocação e remoção de espessas camadas crustais (35 - 40 km). A compilação feita por Watts et al. (2018) sobre a evolução e subsidência da Bacia do Parnaíba, sugere que esta não teria se desenvolvido a partir de afinamento crustal e aquecimento durante a formação dos riftes (como a Bacia do Jaibaras). Estes autores ainda identificaram a presença de um alto gravimétrico anômalo (40 - 60 mGal) no centro da Bacia do Parnaíba, que é provavelmente relacionado com o excesso de massa na crosta inferior (Watts et al., 2018). Esta anomalia, ainda segundo estes autores, poderia refletir afinamento crustal, mas descartam esta possibilidade devido ao fato da Moho estar na mesma profundidade ou até mais profunda do que na borda da bacia (± 40 km na parte central, Daly et al., 2014; ~ 42 ± 2 km na parte central, Tozer et al., 2017; menos de 35 km na borda; Assumpção et al., 2013). Daly et al. (2018), juntamente com Watts et al. (2018), também discutem a possibilidade da existência de uma zona de material máfico (alto gravimétrico anômalo) na porção central da Bacia do 20 Parnaíba. De todo modo, Daly et al. (2018) também demonstram a partir de dados geofísicos a ausência de evidências de estruturas distensivas e afinamento crustal sob a Bacia do Parnaíba. Estes autores então propuseram que esta anomalia gravimétrica no centro da bacia representa uma extensa intrusão ígnea que exerceu carga sobre a crosta e a litosfera, resultando em uma flexura e na consequente formação da bacia (seguindo um modelo de subsidência semelhante àquele proposto por Neumann et al., 1992; Stel et al., 1993). Ainda sobre a ótica de dados geofísicos, Coelho et al. (2018) mostram que a crosta localmente apresenta um aumento de espessura no centro da Bacia do Parnaíba (podendo chegar a 40 - 45 km de espessura, Daly et al., 2018), se comparada com a espessura da mesma na borda (atingindo máximos de 34 - 39 km). Estes autores também destacam que não existem evidências que apontem para afinamento crustal e sugerem contrariamente que pode ter havido um pequeno espessamento da crosta durante a formação da bacia. Assim como Watts et al. (2018), Coelho et al. (2018) também identificaram anomalias na região central da Bacia do Parnaíba, podendo tratar-se de intrusões máficas com espessuras de 10 - 12 km e com alta densidade (2985 kg m-3 segundo Tozer et al., 2017). Coelho et al. (2018) sugerem que a formação da bacia estaria relacionada à subsidência flexural gerada a partir da intrusão de material ígneo. De acordo com Tozer et al. (2017), dados de backstripping em poços reportaram um padrão de rápida subsidência inicial similar ao que é observada em bacias do tipo rifte (concave up decreasing tectonic subsidence). No entanto, segundo estes mesmos autores, os dados sísmicos e gravimétricos disponíveis para a Bacia do Parnaíba não apontam para uma origem puramente extensional, sendo o modelo de evolução a partir de um rifte inicial ineficaz para explicar a presença do alto gravimétrico anômalo e a profundidade da Moho. Deste modo, Tozer et al. (2017) propõe que a intrusão de um corpo magmático na crosta inferior (evidenciado pela anomalia gravimétrica constatada) teria então provocado flexura da crosta e causado o primeiro ciclo de subsidência da bacia. 21 Finalmente, considerando a bibliografia existente e a compilação dados apresentada por Daly et al. (2018) sobre a subsidência e origem da Bacia do Parnaíba, resume-se que: (i) não há evidência de afinamento crustal por processos de extensão ou rifteamento, nem de crosta menos espessa e elevação regional da camada Moho; (ii) existem evidencias sólidas da presença de um alto gravimétrico anômalo na crosta inferior sob a parte central da bacia, e este pode estar relacionado aos mecanismos de subsidência inicial da bacia, e (iii) presença de um corpo de alta densidade na crosta inferior e/ou manto superior, associado a magmatismo, pode ter sido a causa da subsidência da bacia. 22 6. Contexto geológico regional O presente trabalho teve como principal objeto de estudo as unidades sedimentares pertencentes a Bacia do Jaibaras (Formação Aprazível do Grupo Jaibaras) e a Bacia do Parnaíba (Formação Ipu do Grupo Serra Grande). A área de estudo pode ser observada na Figura 1. A Bacia do Jaibaras está localizada no limite entre os domínios Ceará Central e Médio Coreaú, na porção noroeste da Província Borborema (Pedrosa Junior et al., 2015; Pedrosa Junior et al., 2017), sendo delimitada ao longo da porção norte do Lineamento Transbrasiliano de cinemática predominantemente dextral (Oliveira, 2001; Oliveira e Mohriak, 2003; Pedrosa Junior et al., 2015). Durante o Neoproterozoico e o início do Cambriano (correspondendo ao Estágio de Transição da Plataforma Sul-Americana de Almeida, 1969), a reativação rúptil do Sistema de Falhas Transbrasiliano foi responsável pela instalação de bacias do tipo rifte e/ou grabens ao longo de seu eixo, incluindo a Bacia do Jaibaras (Chamani, 2015). Estas bacias diminutas, consideradas como percursoras da Bacia do Parnaíba (Oliveira e Mohriak, 2003), ocorrem, portanto, condicionadas pelas principais estruturas brasilianas de direção NE-SW da Província Borborema e pelo Lineamento Transbrasiliano, que por sua vez forma um splay localizado em grande parte do Nordeste do Brasil (Delgado et al., 2003). Como pode ser observado na Figura 1, a Bacia do Parnaíba na área de estudo recobre a Bacia do Jaibaras, prolongando-se para NE, acompanhando a estruturação da Bacia do Jaibaras. Este capítulo de contextualização geológica regional visa caracterizar as unidades que foram analisadas neste trabalho, apresentando o estado da arte da bibliografia que concerne ao tema. Algumas questões específicas de cada unidade serão apresentadas de forma mais detalhada nos artigos pertencentes ao Capítulo 7. 23 Figura 1: Mapa geológico da área de estudo com destaque para a borda leste da Bacia do Parnaíba e para a Bacia do Jaibaras (mapa geológico compilado de Costa et al., 1979; Abreu et al., 2014; Gorayeb et al., 2014; Silva Junior et al., 2014). CADS: Enxame de diques Coreaú - Aroeiras; SCG: Graben de Santana do Acaraú; DMC: Domínio Médio Coreaú; DCC: Domínio Ceará Central. 24 6.1. Bacia do Jaibaras A Bacia do Jaibaras (Neoproterozoico - Cambriano) está localizada nos limites entre dois diferentes domínios estruturais: Ceará Central e Médio Coreaú, localizados na porção norte da Província Borborema (Pedrosa Junior et al., 2017) (Figura 2). Estes dois domínios são separados entre si pelo Lineamento Transbrasiliano na porção NE da Bacia do Parnaíba (Castro et al., 2016). A Bacia do Jaibaras é delimitada a sudeste pela Falha Sobral - Pedro II, de cinemática dextral, fazendo parte do grande conjunto de falhas, fraturas e demais descontinuidades denominadas de Lineamento Transbrasiliano (Oliveira, 2001; Oliveira e Mohriak, 2003; Pedrosa Junior et al., 2015; Pedrosa Junior et al., 2017). O Domínio Médio Coreaú (edificado no Neoproterozoico) apresenta estruturação na forma de grabens e horsts que se sobrepõe a estruturação mais antiga deste domínio, apresentando seus principais traços na direção NE-SW (Oliveira et al., 2001; Nascimento e Gorayeb, 2004). Estas feições estruturais essencialmente distensivas hospedaram sucessões vulcano-sedimentares, como o caso da Bacia do Jaibaras, que foram posteriormente intrudidas por plútons graníticos Eopaleozoicos, caracterizados pelos granitos Mucambo e Meruoca (Gorayeb et al., 1988; Gorayeb et al., 1993; Nascimento e Gorayeb, 2004). 25 Figura 2: Mapa geológico simplificado da porção norte da Província Borborema mostrando os domínios Ceará Central e Médio Coreaú e Zonas de Cisalhamento Brasilianas (SPIISZ: Zona de Cisalhamento Sobral - Pedro II) (Fonte: retirado de Pedrosa Junior et al. (2017)). A Bacia do Jaibaras (orientada NE-SW com ~120 km de extensão e ~50 km de largura), bem como as demais bacias rifte presentes na Província Borborema (e.g., Cococi, Rio Jucá, Sairi, Jaguarapi, Catolé, São Julião e Iara), está relacionada a processos tafrogênicos que resultaram na separação dos supercontinentes Báltica e Laurentia ao final da Orogenia Brasiliana/Panafricana (Liberman, 1997; Oliveira e Mohriak, 2003), representando a principal fase rifte registrada na Província Borborema (Oliveira, 2001). Esta fase distensiva ocorreu 26 durante o Ediacarano terminal e o Cambriano, devido a mudanças no campo de stress, levando a movimentos extensionais, que ocasionalmente foram acompanhados por magmatismo (Stampfli et al., 2013; Castro et al.; 2016). Estes episódios distensivos associados à intrusão de corpos ígneos não culminaram em grandes rupturas continentais, e ocorreram principalmente confinados em anisotropias litosféricas (como o Lineamento Transbrasiliano - Kandi e outras zonas de cisalhamento do Ciclo Brasiliano), formando bacias diminutas do tipo rifte (Armitage e Allen, 2010; Castro et al., 2016). Pedrosa Junior et al. (2017) caracterizam a geometria do rifte Jaibaras como sendo um hemi-graben ou um graben assimétrico. A evolução do rifte do Jaibaras (Figuras 3 e 4) é acompanhada por três importantes eventos magmáticos durante sua evolução, do mais antigo para o mais novo: i. Enxame de Diques Coreaú, de idade aparentemente Ediacarana (Pedrosa Junior et al., 2017), associado ao estágio inicial de desenvolvimento de abertura do rifte. Datações Rb- Sr indicam idades 605 ± 31 Ma (Brito Neves et al., 1978), 580 ± 30 Ma (Novais et al., 1979) e 562 ± 10 Ma (Tavares et al., 1990); ii. No Cambriano, a sedimentação foi acompanhada por vulcanismo do tipo máfico, caracterizada pela Formação Parapuí. Apresentam idades, segundo método K-Ar, de 502 ± 8 Ma e 478 ± 6 Ma (Novais et al., 1979) e 469 ± 13 Ma (Mizusaki e Saracchini, 1990). Datações utilizando método U-Pb indicam idades de 535,6 ± 8,5 Ma (Garcia et al., 2010); iii. Intrusões de corpos graníticos dos Plútons Mucambo e Meruoca também foram concomitantes à sedimentação e vulcanismo. 27 Figura 3: Proposta de evolução tectono-sedimentar da Bacia do Jaibaras e eventos vulcânicos associados segundo Quadros (1996) e Barroso (2010). 28 Figura 4: Modelo geodinâmico para o final do Neoproterozoico e início do Cambriano (pós- Brasiliano) para a evolução da Bacia do Jaibaras, segundo Pedrosa Junior et al. (2017). 29 Neste contexto, as bacias rifte foram identificadas por furos de sondagem, seções sísmicas e estudos gravimétricos e aeromagnéticos sob a Bacia do Parnaíba (Brito Neves et al., 1984; Nunes, 1993; Castro et al., 2014). A própria estruturação da Bacia do Jaibaras (geometria relacionada às falhas e ao Lineamento Transbrasiliano) foi definida em subsuperfície (abaixo da pilha sedimentar da Bacia do Parnaíba) por métodos geofísicos (e.g., Oliveira e Mohriak, 2003; Antunes et al., 2016; Castro et al., 2016), sugerindo alguma influência do sistema de rifte na instalação da Bacia do Parnaíba. Assim, a Bacia do Jaibaras foi, e ainda hoje é por muitos autores considerada como o rifte percursor ou que influenciou a sedimentação e instalação da Bacia do Parnaíba. No entanto, é importante salientar que ainda persistem duas grandes dúvidas quanto esta hipótese, a saber: (i) teria a Bacia do Jaibaras atuado como área fonte da Bacia do Parnaíba em um contexto de sedimentação continuada, ou ao menos condicionada pelos sistemas deposicionais do rifte?; (ii) o rifte precursor da Bacia do Jaibaras seria o responsável pela geração de espaço de acomodação (inicial) para a implantação da Bacia do Parnaíba? A Bacia do Jaibaras é constituída por espessa sucessão de rochas sedimentares siliciclásticos, além de intrusões vulcânicas denominadas de Plútons Mucambo e Meruoca e Formação Parapuí (Oliveira e Mohriak, 2003). Sua sucessão de rochas englobadas pelo Grupo Jaibaras pode ser subdividida em duas sequências distintas (Figura 5, Parente et al., 2004): (i) Alpha Inferior (Rift 1), de idade Ediacarana - Cambriana, constituída pelas formações Massapê e Pacujá, e (ii) Alpha Superior (Rift 2), de idade Cambro – Ordoviciana (?), composta unicamente pela Formação Aprazível. 30 Figura 5: Coluna estratigráfica esquemática, com bases nos resultados da presente tese de doutorado, das bacias do Jaibaras e Parnaíba na área de estudo, destacando (em vermelho) as formações Aprazível (topo da Bacia do Jaibaras) e Ipu (base da Bacia do Parnaíba). Carta estratigráfica com base em Vaz et al. (2007). Os eventos magmáticos foram baseados nos trabalhos: da Formação Parapuí (Novais et al., 1979; Mizusaki e Saracchini, 1990; Garcia et al., 2018), Granito Meruoca (Archanjo et al., 2009; Santos et al., 2013b; Garcia et al., 2018) e Granito Mucambo (Fetter, 1999; Santos, 1999, Santos et al., 2008; Garcia et al., 2018). O preenchimento sedimentar da Bacia do Jaibaras apresenta natureza imatura e proximal, caracterizado por leques aluviais de escarpas de falhas, que são lateral e verticalmente intercalados por arenitos fluvio-lacustres interdigitados com fácies subordinadas de folhelhos lacustres (Oliveira, 2001). De modo geral, a deposição da Bacia Jaibaras é interpretada como tendo sido preenchida a partir de leques aluviais basais que transicionaram para sistemas fluviais que gradaram para deltas desenvolvidos em lagos, finalizando o preenchimento da bacia com a deposição de um novo sistema de leques aluviais (Quadros et al., 1994; Oliveira, 2001). É notável o predomínio de fácies arenosas e conglomeráticas nas margens da Bacia do Jaibaras, ao passo que algumas fácies pelíticas ocorrem nas porções mais centrais da bacia 31 (Oliveira, 2000). O registro sedimentar completo é caracterizado por variações na espessura de estratos, rápidas mudanças de fácies (lateral e vertical) e intercalações pontuais com depósitos de leques aluviais conglomeráticos (Quadros et al., 1994; Oliveira, 2001). Oliveira et al. (2001) descrevem a Bacia do Jaibaras como caracterizada por: (i) deposição de sedimentos argilosos e arenosos no eixo principal da bacia e deposição de leques aluviais conglomeráticos nos flancos laterais; (ii) grande variação de espessura, rápidas mudanças de fácies sedimentares e espessos pacotes de conglomerados; (iii) presença de não conformidades locais e discordâncias, e (iv) evidências de diminuição na sedimentação controlada por efeitos tectônicos, relacionados ao rifteamento que supostamente estaria associado à origem e geração do espaço de deposição da bacia. 6.1.1. Formação Massapê Perfazendo a base do Grupo Jaibaras, a Formação Massapê aflora em toda a borda ocidental da Bacia do Jaibaras, especialmente as regiões do município de Aprazível (a noroeste de Massapê) e do riacho Cajazeiras, onde alcança espessuras da ordem de 1080 m (possivelmente o valor máximo de espessura desta unidade na bacia) (Costa et al., 1973). Em outras regiões da bacia a espessura da unidade comumente varia entre 100 e 200 m (Costa et al., 1973). A Formação Massapê é constituída por rochas sedimentares conglomeráticas polimíticas, normalmente clasto-suportadas, brechas com clastos angulosos de até 10 cm oriundos de fontes proximais à área de deposição, cimentados por matriz arcoseana (Costa et al., 1973; Pedrosa Junior et al., 2015). Esta formação é interpretada como depositada durante o estágio de transição do processo de consolidação da plataforma na região nordeste do Ceará e representa sedimentação continental proximal relacionada à fase posterior ao soerguimento de horsts do rifte, com formação de desníveis relacionados a escarpas de falhas (Costa et al., 1973). A recorrência de depósitos de paraconglomerados polimíticos e arenitos subordinados sugere ciclicidade nas taxas de subsidência/abatimento da bacia (Quadros e Abreu, 1995; Oliveira, 32 2001). Em campo, a Formação Massapê ocorre como uma sucessão de camadas espessas superpostas, com mergulhos variando entre 20 - 25o para S e SE, sempre em direção ao eixo principal da Bacia do Jaibaras (Costa et al., 1973). Localmente, como na região de Massapê e Riacho Cajazeiras, a unidade encontra-se em contato tectônico com rochas do embasamento cristalino (Costa et al., 1973) e apresenta contato normal transicional para os arcóseos da Formação Pacujá sobrejacente (Costa et al., 1973). Ainda segundo Costa et al. (1973), a matriz destes conglomerados lembra típicos “red- beds” e “sequências molássicas oxidadas” (antigamente interpretadas como características de sedimentação continental em grabens). 6.1.2. Formação Pacujá A Formação Pacujá representa a unidade predominante em área aflorante na Bacia do Jaibaras, e encontra-se parcialmente erodida. Comumente, a Formação Pacujá encontra-se afetada por intenso tectonismo, ocorrendo como blocos basculados com mergulhos de 20 - 30o para SE ou NW, podendo atingir até 50 - 60o de mergulho (Costa et al., 1973). São reportadas também estruturas de deformação rúpteis e dúcteis na unidade, tais como juntas de cisalhamento, falhas (normais e inversas) e dobras (Garcia, 2016). Apresenta contato concordante, gradacional e interdigitado com a Formação Massapê subjacente, e é constituída por uma sucessão composta por camadas decimétricas estratificadas de arenito fino micáceo, arcóseos conglomeráticos e folhelhos pretos, roxo-avermelhado, cinza- esverdeado e creme (Costa et al., 1973, 1979; Parente et al., 2004). Quadros et al. (1994) considera que a Formação Pacujá foi depositada em condições de baixa energia, provavelmente em ambiente lacustre com vulcanismo associado, que estava sujeito a ocasional ação de ondas de tempestade. Ainda segundo estes autores, as feições de exposição subaérea (gretas de contração) nas fácies pelíticas indicam oscilações do nível de base. Atualmente, a Formação Pacujá é interpretada como depositada em um sistema fluvial entrelaçado que transiciona para deltas e distalmente grada para sistemas lacustres (rift lakes) 33 com vulcanismo associado (Oliveira, 2001). Segundo Costa et al. (1973), Quadros et al. (1994), Quadros (1996) e Barroso et al. (2014), a presença de laminação cruzada hummocky (laminação cruzada micro hummocky para o topo, segundo Quadros et al., 1994) associada a possíveis organismos fósseis pertencentes a Assembleia de Ediacara, poderia constituir indício de deposição em ambiente marinho para a Formação Pacujá. Essa associação, segundo os autores supracitados, caracterizaria uma fase em que o suprimento sedimentar ficou menor que a taxa de subsidência da bacia (Oliveira, 2001), indicando o final do ciclo de sedimentação da bacia iniciado pela Formação Massapê. No entanto, recente revisão sistemática destes supostos fósseis discoides revelou que estes se tratam de pseudo-fósseis presentes na base da Formação Ipu da Bacia do Parnaíba, inviabilizando a hipótese de deposição marinha para esta unidade (Inglez et al., 2018). Datações pelo método Rb-Sr (isócrona) (Novais et al., 1979) foram realizadas nos sedimentos da Formação Pacujá, obtendo possíveis idades de sedimentação ou anquimetamorfismo por soterramento, da ordem de 535 ± 27 Ma (Oliveira, 2001). Datações pelo método U-Pb realizadas por Araújo et al. (2012) indicam dois grupos zircões neoproterozoicos de 550 Ma a 598 Ma e de 600 Ma a 630 Ma, sugerindo um intervalo de deposição da Formação Pacujá entre 550 e 630 Ma. Dados U-Pb em zircão detrítico da Formação Pacujá realizados por Garcia et al. (2010), indicam idades de máxima deposição ao redor de 535,6 ± 8,5 Ma. 6.1.3. Formação Aprazível A Formação Aprazível ocorre na forma de sucessões de camadas irregulares com espessuras variáveis, desde poucas dezenas de metros até máximos de 200 - 250 m (Costa et al., 1973). Em geral, foi pouco afetada pela tectônica posterior à sua deposição, e ocorre quase sempre em posição sub-horizontal recobrindo discordantemente unidades mais antigas da Bacia do Jaibaras (Costa et al., 1973). No entanto, localmente ocorrem feições tectônicas indicativas de deformação, como falhas e diques hidrotermais (e.g., Garcia, 2016), especialmente próximo 34 à faixas de deformação rúptil associadas a reativações pós-deposicionais da Zona de Cisalhamento Sobral - Pedro II (Costa et al., 1973). A Formação Aprazível é composta por brechas e orto-conglomerados polimíticos clasto-sustentados, com matriz arenosa e de granulometria grossa a conglomerática, maciços ou estratificados desenvolvidas ao longo de falhas e escarpas de falhas de alto ângulo (Costa et al., 1973; Quadros et al., 1994). O arcabouço das fácies conglomeráticas é constituído por blocos e matacões de gnaisse, xisto, filito, ardósia, quartzito, calcário do Grupo Bambuí e unidades do embasamento, e também arenitos arcoseanos e conglomerados das formações Pacujá e Massapê e, principalmente, blocos de rochas vulcânicas e blocos de granito dos Plútons Mucambo e Meruoca e Formação Parapuí (Costa et al., 1973; Oliveira, 2001). Subordinadamente, ocorrem ainda arenitos com granulação média a grossa, bem selecionados, maciços ou localmente estratificados e intercalações de arenito/siltito em camadas centimétricas contínuas de arenito arcoseano, de granulação fina, com laminação plano-paralela e climbing ripples (Quadros et al., 1994). Localmente, siltitos com laminação plano-paralela e gretas de contração podem ser observados. Do ponto de vista deposicional, a unidade é interpretada como depositada em sistemas de grandes leques aluviais (Oliveira, 2001) desenvolvidos durante o estágio de consolidação da plataforma na região noroeste do Ceará (Costa et al., 1973). Deste modo, a deposição da Formação Aprazível se caracteriza por processos gravitacionais no qual o fluxo de detritos agrega lama e cinzas vulcânicas, sedimentos e fragmentos de rocha provindos de unidades mais antigas, podendo localmente caracterizar depósitos do tipo lahar (Pedrosa Junior, 2015). Quadros et al. (1994) associa a deposição da Formação Aprazível com sistemas de leques desenvolvidos em ombreiras com alto gradiente topográfico e planície aluviais. Os autores se baseiam na ocorrência de sucessões intercaladas de arenitos e siltitos com marcas onduladas (tipo lingóide, indicativo de águas rasas) e gretas de contração, para sustentar que a progradação 35 deste sistema de leques ocorreu diretamente em lagos que se desenvolveram nas porções distais do sistema, formando fan deltas. Oliveira (2001) destaca que a intercalação de depósitos grossos e finos, juntamente com mudanças faciológicas verticais e laterais abruptas da unidade, seriam evidências da ocorrência de diferentes pulsos de subsidência responsáveis pela abertura continuada de novos espaços de acomodação. De acordo com Oliveira e Mohriak (2003), o final do ciclo de deposição da Formação Aprazível foi marcado pelo início da sedimentação da Bacia do Parnaíba no Siluriano (440 Ma), o que é bastante controverso (Assis et al., 2019; Janikian et al., 2019; Cerri et al., 2021 em revisão). 6.2. Bacia do Parnaíba A Bacia do Parnaíba faz parte das grandes bacias intracratônicas paleozoicas do território brasileiro, juntamente com as bacias do Paraná, Solimões e Amazonas. Tais bacias se formaram sobre embasamento Pré-Cambriano em grande parte afetado pelo Ciclo Brasiliano durante o “Estágio de Estabilização da Plataforma Sul-Americana” (Almeida, 1969). Esta bacia inclui três sequências que representam ciclos transgressivos-regressivos completos (sequências de primeira ordem), sendo Sequências (i) Siluriana(?) - Eodevoniana, (ii) Mesodevoniana - Eocarbonífera e (iii) Neocarbonífera - Eotriássica (Lima e Sá, 2017). A sequência estratigráfica é composta pelos grupos Serra Grande (objeto de estudo do presente trabalho), Canindé, Balsas, Mearim e as formações Grajaú, Codó, Itapecuru, Urucuia e Areado. A borda leste desta bacia, que recobre parte da Bacia do Jaibaras na área de estudo, apresenta orientação NE, aproximadamente paralela ao Lineamento Transbrasiliano. Segunda Castro et al. (2016), a Bacia do Parnaíba é constituída por uma série de sequências tectono-sedimentares (Tabela 2), datadas do Ordoviciano (Grupo Serra Grande) ao Jurássico - Cretáceo. É importante ressaltar que existem modelos que interpretam a Bacia do Jaibaras como a unidade precursora da Bacia do Parnaíba, e neste caso, a Bacia do Jaibaras figura como a sucessão basal da bacia intracratônica (como por exemplo as tectono-sequências 36 descritas em Tozer et al., 2017). Segundo a interpretação de Tozer et al. (2017), a Bacia do Parnaíba pode ser dividida em 5 sequências tectono-sedimentares (TS): (i) pré-sag, correspondendo as sequências do Jaibaras e Riachão (TS1 e TS2, de idade Ediacarano - Cambriana); (ii) sag bacinal, correspondendo a sequência Parnaíba (TS3, Siluriano ao Triássico); (iii) sag central, correspondendo a sequência Mearin (TS4, de idade Triássico Superior a Cretáceo Inferior), e (iv) abertura da margem equatorial atlântica (TS5). Tabela 2: Tabela cronoestratigráfica da Bacia do Parnaíba. Esta interpretação admite a Bacia do Jaibaras (sequência rifte, em cinza claro) como sequência inferior na evolução da bacia intracratônica (Modificado de Vaz et al., 2007 e Castro et al., 2016). Escala Cronoestratigráfica Litoestratigrafia Composição litológica Idade (Ma) Período Fase Sequência Grupo Formação 94 - 200 Cretáceo - Jurássico Sag / Rifte Sul Atlântico V - Mosquito, Pastos, Bons, Sardinha, Corda, Itapecuru Arenitos, pelitos, folhelhos e basaltos 223 - 310 Triássico - Carbonífero Superior Sag IV Balsas Piauí, Pedra de Fogo, Mutuca, Samambaía Folhelhos, siltitos, calcários e arenitos 334 - 400 Carbonífero Inferior - Devoniano Médio Sag III Canindé Itaim, Pimenteiras, Cabeças, Longá, Poti Siltitos, folhelhos e arenitos ~410 - 485 Devoniano Inferior - Ordoviciano Inferior Sag II Serra Grande Jaicós, Tianguá, Ipu Arenitos fluviais e deltaicos e pelitos 500 - 527 Cambriano Rifte I Jaibaras Aprazível, Pacujá, Massapê Conglomerados, arenitos, siltitos e folhelhos > 541 Embasamento Pré-Cambriano Segundo o modelo de Pereira et al. (2012), posteriormente à suposta fase rifte inicial caracterizada pela implantação da Bacia do Jaibaras, desenvolveu-se uma bacia em resposta à subsidência termal ou flexural, que resultou em uma geometria clássica de “chifre de touro” para a Bacia do Parnaíba (Modelo “Texas Longhorn” ou Geometria “Steer’s Head”; Dewey, 1982; White e McKenzie, 1988). Porém, os mecanismos que levaram a subsidência e 37 consequente geração de espaço de acomodação da Bacia do Parnaíba são ainda mal compreendidos, e foram previamente discutidos no Capítulo 5. A unidade basal da Bacia do Parnaíba (Figura 6) é caracterizada pelo Grupo Serra Grande (Siluro - Devoniano) e corresponde à primeira ingressão marinha desta bacia (Vaz et al., 2007). Este grupo compõe um ciclo transgressivo - regressivo completo (Góes e Feijó, 1994) e é subdividido em três formações, a saber: Ipu, Tianguá e Jaicós (Caputo e Lima, 1984). O início da sedimentação do Grupo Serra Grande, segundo Góes e Feijó (1994), teria ocorrido devido a atuação de um mega-sistema de fraturas associadas a contração térmica ocorrida no final da Orogenia Brasiliana. Figura 6: Carta estratigráfica simplificada da Bacia do Jaibaras e sequências sedimentares inferiores da Bacia do Parnaíba representadas pelo Grupo Serra Grande (modificado de Vaz et al., 2007). O mapa de isópacas do Grupo Serra Grande (Figura 7), no Ordoviciano e Siluriano, indica que o depocentro da Bacia do Parnaíba se situava a leste/nordeste da bacia, correspondendo à região com maior taxa de subsidência associado a sistemas de blocos relacionados ao Lineamento Sobral - Pedro II, de direção NE-SW (Lima e Leite, 1978; Caputo e Lima, 1984). A base do Grupo Serra Grande é caracterizada por depósitos continentais fluviais, que são sobrepostos por depósitos marinhos, que por sua vez são sucedidos por nova sucessão continental fluvial (Caputo e Lima, 1984). 38 Figura 7: Mapa de isópacas do Grupo Serra Grande no Ordoviciano e Siluriano, mostrando as principais falhas que compõe o Lineamento Transbrasiliano (modificado de Caputo e Lima, 1984). 6.2.1. Formação Ipu A Formação Ipu, com espessura máxima de aproximadamente 300 m, é composta em sua porção basal por fácies de conglomerados, arenitos médios, grossos e conglomeráticos, maciços ou apresentando estratificação cruzada acanalada, planar e de baixo ângulo de pequeno e médio porte, brancos a creme, friáveis a bem cimentados, dispostos em camadas tabulares, lenticulares e em cunha (Caputo e Lima, 1984; Santos e Carvalho, 2009; Assis et al., 2019). É 39 bastante comum a intercalação de camadas lenticulares de conglomerados com seixos e matacões de até 50 cm, principalmente de quartzo e quartzito, imersos em uma matriz arenosa média a grossa (Caputo e Lima, 1984; Chamani, 2015). Em direção ao topo da Formação Ipu, estas fácies mais grossas e conglomeráticas tendem a diminuir, e predominam arenitos finos a médios maciços ou com estratificação cruzada acanalada e de baixo ângulo (Assis et al., 2019). No topo da unidade, observa-se localmente diamictitos (tilitos) constituídos por seixos/blocos estriados, que possivelmente indica influencia glacial na deposição da unidade (Caputo e Lima, 1984; Santos e Carvalho, 2009). Segundo Caputo e Lima (1984), a porção inferior da Formação Ipu teria se depositado a partir de sistemas de leques aluviais controlados por falhamentos escarpados (conglomerados e arenitos conglomeráticos) (vide Subcapítulo 7.1). Estes então transacionariam para um sistema fluvial do tipo entrelaçado de grandes dimensões correspondentes às porções distais do sistema de leques, ou mesmo a canais de rios axiais à bacia. A evolução deste sistema culminaria na deposição de leques deltaicos, característicos da porção de topo da Formação Ipu (Caputo e Lima, 1984). Sobre esta sucessão caracteristicamente progradacional, ocorreria uma nova queda do nível relativo do mar regional, provocando a exposição destas camadas e a formação da discordância erosiva que marca o topo da Formação Ipu. Sobre esta superfície uma nova transgressão marcaria, enfim, a deposição dos arenitos e pelitos marinhos da Formação Tianguá (Caputo e Lima, 1984; Santos e Carvalho, 2009). A Formação Ipu é interpretada como de idade eossiluriana a neo-ordoviciana, principalmente devido a correlações regionais entre unidades supostamente coevas (formações Cariri da Bacia do Araripe e Tacaratu), e pela idade da Formação Tianguá, definida em função da presença de miosporos e quitinozoários (Grahn et al., 2005; Viana et al., 2010). As medidas de paleocorrentes das fácies arenosas indicam direção de fluxo predominante para N e W (Santos e Carvalho, 2009). 40 6.2.2. Formação Tianguá A Formação Tianguá é composta por 3 membros: (i) membro basal composto por folhelhos escuros, sideríticos, laminados ou bioturbados; (ii) membro intermediário composto por arenitos finos a médios, feldspáticos, com intercalações de folhelhos, e (iii) membro superior, caracterizado por folhelhos e siltitos intercalados, de coloração cinza escuro a verde, micáceos e sideríticos (Caputo e Lima, 1984). Apresenta espessura de cerca de 200/270 m em subsuperfície (com espessura máxima de 380 m), com contato inferior (erosivo ou não- deposicional) e superior (concordante e gradacional) com as formações Ipu e Jaicós, respectivamente (Caputo e Lima, 1984; Grahn et al., 2005; Assis et al., 2019). Santos e Carvalho (2009) descrevem a ocorrência de arenitos na forma de camadas horizontais com estratificações cruzadas do tipo espinha-de-peixe, supostamente formados em ambiente marinho sob ação de ondas. A Formação Tianguá é interpretada como depositada em ambiente marinho raso com abertura oceânica para oeste, associado ao máximo transgressivo glacio-eustático mundial e correspondendo à primeira transgressão marinha na Bacia do Parnaíba (Caputo e Lima, 1984; Santos e Carvalho, 2009). A Formação Tianguá apresenta idade eossiluriana (Llandoveriano, Aeroniano - Telychiano inferior) definida a partir de quitinozoários e miosporos (Grahn et al., 2005). 6.2.3. Formação Jaicós Grande parte das escarpas da Serra Grande (a feição de relevo mais característica da área de estudo), são sustentadas por rochas da Formação Jaicós que compõem toda a borda leste da Bacia do Parnaíba (Santos e Carvalho, 2009). O contato inferior com a Formação Tianguá é concordante, apresentando contato superior erosivo com a Formação Pimenteiras (Devoniano médio) (Caputo e Lima, 1984; Santos e Carvalho, 2009). A Formação Jaicós apresenta espessura de 360/400 m na região nordeste da Bacia do Parnaíba (Caputo e Lima, 1984; Góes e Feijó, 1994), e é composta por arenitos imaturos (texturalmente e mineralogicamente) mal selecionados, de coloração branca a creme, com granulação média a grossa, localmente 41 conglomerática, apresentando estratificação cruzada tabular ou acanalada (Caputo e Lima, 1984, Santos e Carvalho, 2009). Medidas de paleocorrentes obtidas nas fácies de arenitos indicam direção de fluxo para NW e N/NW (Santos e Carvalho, 2009). A Formação Jaicós possivelmente se depositou a partir de leques aluviais e deltaicos, associados a sistemas fluviais entrelaçados rasos dominados por carga de fundo (Caputo e Lima, 1984; Grahn et al., 2005). A Formação Jaicós apresenta idade eodevoniana (Pragiano superior - Emsiano inferior) definida a partir de quitinozoários e miosporos provenientes dos depósitos mais superiores da unidade. 42 7. Resultados 7.1. Desvendando a origem da Bacia do Parnaíba: testando a hipótese rift-to-sag por meio de análises de proveniência multi-proxy Os dados de proveniência sedimentar obtidos na presente pesquisa possibilitaram testar a hipótese de influência de sedimentação da fase rifte (Formação Aprazível) na unidade basal da Bacia do Parnaíba (Formação Ipu). Estes dados, bem como sua sistematização e análise estão apresentados no artigo intitulado “Unraveling the origin of the Parnaíba Basin: testing the rift to sag hypothesis using a multi-proxy provenance analysis”, publicado no ano de 2020 no periódico Journal of South American Earth Sciences. O acesso ao artigo pode ser feito pelo link: https://doi.org/10.1016/j.jsames.2020.102625. Este manuscrito descreve e quantifica de maneira inédita e integrada, as mudanças e semelhanças dos padrões de proveniência entre a última unidade sedimentar da fase rifte da Bacia do Jaibaras (Formação Aprazível), e a primeira deposição de pacotes sedimentares fluviais da Bacia do Parnaíba (Formação Ipu). Para tal, foram usadas análises sedimentológicas/estratigráficas, de proveniência sedimentar macroscópica (gravel composition analysis) e proveniência sedimentar por meio de análise de elementos traço em rutilo detrítico, método este recentemente desenvolvido e empregado com bastante sucesso em estudos de proveniência sedimentar e análise de bacias (revisão detalhada em Triebold et al., 2012; Zack e Kooijman, 2017; Subcapítulo 4.3). Os resultados obtidos demonstram mudanças significativas de áreas fonte entre as duas unidades estudadas, bem como variações importantes nos padrões proveniência ao longo da sucessão da Formação Ipu. A análise integrada dos dados também revela que a evolução rift- to-sag não foi contínua e correlacionável, e que os primeiros sistemas deposicionais que se instalaram na origem da Bacia do Parnaíba não foram influenciados pelo padrão sedimentar característico da fase rifte anterior. https://doi.org/10.1016/j.jsames.2020.102625 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 7.2. Geocronologia U-Pb da Bacia rifte do Jaibaras e da Bacia intracratônica do Parnaíba no Gondwana Ocidental Este trabalho apresenta idades inéditas de máxima deposição e dados de proveniência sedim