Faixa Paraguai: diferenças entre revisões

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Para a produção do seguinte trabalho, foram adotadas algumas generalizações necessárias para o enquadramento a proposta de apresentar a Faixa Paraguai, dentro de um contexto geológico, da maneira mais sintética e completa em simultâneo. Para maior aprofundamento sobre o tema, consulte às referências bibliográficas e bibliografia no final do texto.
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Revisão das 18h49min de 7 de julho de 2021

1 - Introdução

Figura 1 - Esquema com os Cinturões Orogênicos formando o Supercontinente Gondwana.

A Faixa Paraguai, também denominado Cinturão Paraguai, tem esse nome devido aos constantes eventos colisionais datados da Era Neoproterozóica (~ 1000 Ma.- 600 Ma.) e fazem parte do evento brasiliano ou pan - africano, georreferenciados a porção oeste do supercontinente Gondwana que durante sua formação a partir de colisões entre os Crátons Amazônico, Rio de La Plana e São Francisco, formou cinturões orogênicos que, estruturalmente, hospedam a maior parte da porção litosférica que sofreu convergência, tanto pela subducção da litosfera oceânica nas fases pré - colisionais quanto pelas dobras e movimentos compressivos ao longo das antigas margens continentais. Referente a esse período, são identificados três cinturões orogênicos, chamados de Paraguai, Araguaia e Brasília, que juntos, representam a Província Tocantins.[1] [2](Brito Neves et al. 1999; Meert 2003).

A localização da Faixa Paraguai paira a sudeste do Cráton Amazônico, ou seja, em relação à Província Tocantins, situa - se no segmento ocidental com cerca de 1000 km de extensão em forma de arco com concavidade avessada a SE deste cráton e tendo suas principais demarcações estratigráficas preenchidas por rochas sedimentares das bacias do Parecis, Pantanal e Paraná. Devido à complexidade relacionada a evolução estratigráfica desse cinturão orogênico, condicionada da deposição de mais de um preenchimento sedimentar, foi subdividido em três segmentos segundo às diferenças encontradas, sendo elas a porção Sul (Meridional), Norte (Setentrional) e leste (Oriental).[3] [4] [5](Boggiani & Alvarenga (2004), Alvarenga et al.(2009) e Campanha et al.(2011).

A porção Meridional aflora na região da Serra da Bodoquena e no vale do rio Miranda no estado do Mato Grosso do Sul e assim como a sequência norte, apresenta granitos tarde a pós - tectônicos datados através do método U - Pb em Zircão com cerca de 540 Ma. Enquanto o segmento Setentrional aflora na área referente a Província Serrana, Baixada Cuiabana e Vale do Araguaia no estado de Mato Grosso com idade aproximada de 504 Ma. Estes maciços graníticos são identificados como Intrusivas Ácidas Cambro-ordovicianas, e os dacitos, riodacitos e riólitos correlacionados foram classificados como Vulcânicas de Mimoso. Os corpos graníticos que ocorrem nas porções mais deformadas da faixa apresentavam metamorfismo de contato nas fácies albita e hornblenda. [6] (Manzano et al. 2008). A leste da Serra da Bodoquena são identificados alguns metabásicos, no entanto, uma melhor classificação em relação ao contato com os metassedimentos se faz necessária devido a falta de bons afloramentos.Em compensação, as coberturas cratônicas, sequências metassedimentar da porção norte estão pouco deformadas. Essa faixa, caracterizada por linearidades de dobramento e deslocamento em sentido N - S com vergência para W da área cratônica, é uma faixa dobrada caracterizada por metamorfismo regional na fácies do xisto verde, biotita, características de um típico fold-and trhust belt sendo identificados três fases de dobramentos sobrepostos e coaxiais associadas a sistemas de falhas de empurrão.[5] A porção Oriental, aflorando na região de Nova Xavantina é muito importante principalmente em relação aos recursos minerais que ali ocorrem, destaque para o Ouro. Alguns autores também consideram a região de Corumbá, interior da Bolívia, segmento NW - SE em relação à Província Tocantins, como um aulacógeno, denominado Cinturão Tucavaca.[7](Valeriano, C. M.; Pimentel, M. M.; Heilbron, M.; Almeida, J. C. H.; Trouw, R. A. J. (2008).

2 - Evolução Geológica e estratigráfica da Faixa Paraguai

Ficheiro:Faixa Paraguai subdivida em Faixa Paraguai Meridional, Setentrional e Oriental.png
Figura 2 - Faixa Paraguai subdividida em Faixa Paraguai Meridional, Setentrional e Oriental.[8]

Para a produção do seguinte trabalho, foram adotadas algumas generalizações necessárias para o enquadramento a proposta de apresentar a Faixa Paraguai, dentro de um contexto geológico, da maneira mais sintética e completa em simultâneo. Para maior aprofundamento sobre o tema, consulte às referências bibliográficas no final do texto.

Em relação à evolução geológica da Faixa Paraguai, estudos indicam a formação de um cinturão de dobramentos estruturais tardios no que diz respeito a evolução no ciclo brasiliano, segmento tectônico formado principalmente por rochas metassedimentares localizadas no que conhecemos como Grupo Cuiabá(~720 Ma.) e provindas de bacias marinhas profundas em margens passivas na condição de fragmentação extensival do supercontinente Rodínia (~1.0 Ga.). Devido às forças as quais a Orogenia brasiliana foi submetida, estas bacias sofrem uma inversão tectônica promovendo deformações e metamorfismo regional. [7](Valeriano 2008)

Posteriormente a este evento, temos o soerguimento deste orógeno, que, devido a ações de intemperismo e forças extensionistas, evolui em bacias intra - cratônicas onde hoje observamos as sequências sedimentares correlacionadas com Criogeniano (~720 a 635 Ma.) ao Ediacarano (~ 635 a 541 Ma.), período do Neoproterozóico conhecido por bruscas mudanças climáticas e pela presença de importantes sequências de rochas glaciogênicas (diamictitos) e carbonáticas(dolomito).

As sequências sedimentares são divididas em Formação Puga, Grupo Araras, Formação Raizama e Formação Diamantino, sendo a estruturação Puga a mais antiga (~635 Ma.) e os depósitos da configuração Diamantino os mais juvenis(~541±7 Ma.). As rochas sedimentares que preenchem essas bacias vêm sendo classificadas como de Foreland devido principalmente ao seu ambiente de formação plataforma moderadamente profundo a raso, com influência de tempestades, ambiente transicional com influência de marés e lacustre com migração de lobos deltaicos respectivamente.

A subdivisão estratigráfica da Faixa Paraguai apresenta diferenças entre as porções norte e sul, sendo assim, analisadas individualmente. Segundo Boggiani & Alvarenga (2004), Alvarenga et al. (2009) e Campanha et al. (2011) a evolução estratigráfica não ocorreu com um único preenchimento sedimentar, apresentando diferenças entre suas unidades, principalmente entre as de origem carbonática (grupos Corumbá e Araras). Também implicando em evoluções metalogenéticas diferentes, sendo assim, como dito anteriormente, foi adotada a seguinte subdivisão: Faixa Paraguai Meridional, Faixa Paraguai Setentrional e Faixa Paraguai Oriental e serão os tópicos a seguir.

2.1 – Faixa Paraguai Meridional

A evolução da Faixa Paraguai Meridional ocorre como um típico fold-and trhust belt [5] (Campanha et al. 2011) tendo início através de rifteamento no final do Criogeniano e avançando na escala geocronológica, mais precisamente até o final do Ediacarano, esses rifts evoluem para mar restrito e transgressão marinha extensiva. O início do Cambriano registra o final do desenvolvimento das colisões e registros de magmatismo pós - colisionais são datados do Cambriano Superior.

Estratigraficamente, a Faixa Meridional é composta principalmente pelo Grupo Corumbá subdividido em cinco formações (da base para o topo: Cadiueus, Cerradinho, Bocaina, Tamengo e Guaicurus) [9] [10] [11](Almeida 1965, Boggiani, 1998, Gaucher et al. 2003) com a Formação Puga correlata a suas formações basais (Cadiueus e Cerradinho). No entanto, o que se observa de semelhança em relação à continuidade dessa formação na Faixa Setentrional, os diamictitos, são bem diferentes entre eles, sendo que os da porção Norte são identificados seixos estriados e facetados e ao Sul não temos essa mesma configuração [12] (Nogueira et al. 2003), o que indica que na porção Meridional, mais especificadamente no Morro do Puga [13] (Maciel 1959), os diamictitos não demonstrem registros glaciais, consequentemente são correlacionados a depositos devido a fluxos gravitacionais associados a abertura do rift ao contrário dos da formação Norte que iremos discutir mais a frente.

Ficheiro:Relações estratigráficas entre as unidades da porção norte e sul da Faixa Paraguai com representação não considerando os dobramentos e falhamentos inversos que ocorrem a leste (Boggiani 2010).png
Figura 3 - Relações estratigráficas entre as unidades da porção norte e sul da Faixa Paraguai [14]

Na Formação Puga, verifica - se em alguns núcleos de anticlinais (Anhumas) ou em lascas de empurrão, conglomerados polimíticos(diamictitos, diamictitos ferruginosos), clastos (quartzo, quartzitos, gnaisses, granitos, anfibolitos e menos recorrentes filitos e calcários). [15] [16] [17](Boggiani et al 2006, Piacentini et al. (2007) e Piacentini (2008). Como citado anteriormente, esses sedimentos possuem característica de serem retrabalhados devido aos fluxos gravitacionais antes de serem depositados e consequentemente não possuem seixos facetados e estriados que indicam depósitos glaciogênicos como os encontrados na Faixa Setentrional.

A Formação Cadiueus [9] (Almeida 1965) consiste em conglomerados e arenitos que preenchem depressões do paleo - relevo e pequenos grábens sotopostos a Formação Cercadinho com ocorrência restrita na borda W da Serra da Bodoquena e a NW de Morraria do Sul. A Formação Cercadinho é constituida por arenitos, arcósios, dolomitos e pelitos localizados na região de Morraria do Sul, com espessuras em torno de 150 m.

A Formação Bocaina compõe - se dominantemente por dolomitos silicosos, por vezes oolíticos com estruturas sedimentares de águas rasas (às vezes registra - se a presença de estromatólitos e fosforitos no topo), decorre na região serrana a W de Bonito [18] (Boggiani, Fairchild e Coimbra,1993). Observa se na passagem da Formação Bocaina para Tamengo um contato brusco, também lateral, brechas basais com matriz calcária (inclusões de dolomitos silicoso) e eventualmente fosforito.

A Formação Tamengo constitui - se a calcários escuros por vezes sulfetados e pelitos carbornosos de águas mais profundas, sugerindo um ambiente de transgressão marinha recobrindo diretamente os embasamento mais antigos a oeste, como as Formações Puga, Cerradinho e Bocaina, possuem espessura de cerca 550 m.Uma importante descoberta em termos geocronológicos, em relação à Formação Tamengo, foram encontrados camadas centimétricas de tufos vulcânicos muito alterados, intercalados aos calcários com Cloudina. Estudos realizados com Zircões extraídos desses tufos forneceram uma idade média de cristalização (238 U/206 Pb – SHRIMP) da ordem de 543 ± 3 Ma [19](Babinski et al. 2008), interpretada como da deposição dos calcários. A datação realizada somado a ocorrência de Cloudina, fóssil índice do final do Ediacarano, permitem posicionar o fim da sedimentação do Grupo Corumbá próximo ao limite do Pré-Cambriano com o Cambriano.

Da Formação Tamengo para a Guaicurus, podemos destacar que a passagem se da de forma gradativa, sendo que a Formação Guaicurus corresponde a estratos predominantemente pelíticos com uma coloração cinza - esverdeado que afloram na região serrana, principalmente nos núcleos dos sinclinais e com espessuras cpm cerca de 250 m aproximadamente. [9] [20] [21](Almeida 1965, Boggiani & Coimbra 1996, Boggiani et al. 2003)

O Grupo Jacadigo [22] [23] (Dorr II 1945, Almeida 1946) representa uma unidade estratigráfica de compartilhamento limitado ao Maciço de Urucum (Corumbá, MS), com extensões na Bolívia, no Maciço de Mutum, onde é classificado como Grupo Boqui,[24] (Litherland & Bloomfield 1981) vem estruturalmente classificado como um Graben onde as conhecidas jazidas de manganês e ferro, em constante atividade de lavra. A base é caracterizada por arcóseos e conglomerados (Formação Urucum), com unidade transicional de arcóseos ferruginosos (Formação Córrego das Pedras), os quais passam para pacotes com predomínio de sedimentos químicos e bioquímicos, com camadas de manganês e, para o topo, de formações ferríferas, com até 220 m de espessura, da Formação Banda Alta, também conhecida como Formação Santa Cruz.[23](Almeida 1946), importante recurso mineral relacionado a área de estudo e que será mais detalhado durante o presente trabalho.

2.2 - Faixa Paraguai Setentrional

A definição a respeito da unidade estratigráfica do Grupo Cuiabá tem sido motivo de debates em relação à Faixa Paraguai. Segundo minha pesquisa bibliográfica, o modelo mais difuso e aceito seria o de Alvarenga & Trompette de 1993 [25] que consideram uma variação lateral referente a Formação Puga, essas rochas metassedimentares seriam porções distais (turbiditos) de leques subaquosos da sedimentação glaciomarinho. Através de datações radiométricas feitas a partir do método K/Ar em muscovitas finas recristalizadas de xisto em contato com pegmatito, Hasui e Almeida identificaram na região de Duque Estrada em meado dos anos setenta o que deve refletir o metamorfismo relacionados a esses metassedimentos do Grupo Cuiabá com idades aproximadas de 549 a 17 Ma.

O Grupo Araras que pode ser subdividido em três unidades principais: a unidade inferior denominada Formação Mirassol d'Oeste sendo o Dolomito de capa sobre a Formação Puga [12] (Nogueira et al., 2003); unidade central intitulada Formação Guia e composta pela sequência calcário laminado, lama-calcário e argilitos e a Formação superior, chamada de Nobres, composta por calcários de águas rasas [26][27] [3] (Almeida, 1964; Alvarenga et al., 2004; Boggiani e Alvarenga, 2004). Rochas sedimentares dessas três unidades refletem fácies rasa no oeste e fácies de águas profundas no leste.

Ficheiro:Estratigrafia FP Setentrional.png
Figura 4 - Seção transversal estratigráfica esquemática ao longo da borda sudeste do Cratão amazônico, incluindo sequências deposição neoproterozoica na plataforma ocidental e seu pré eslope oriental.[28]

Sucessões sedimentares definidas por extensas exposições de diamictitos associados a conglomerado, arenito, siltito e xisto e foram a matriz para determinar a Formação mais antiga da Faixa Setentrional (continuação da faixa Meridional) que foi inicialmente classificado como Grupo Jangada [26](Almeida 1964) e, posteriormente, redefinidos como Formação Puga [29](Almeida 1984) e que fazem parte do Grupo Cuiabá, caracterizado por depósitos gravitacionais associados à glaciação na borda falhada da bacia.

Sobre a camada de diamictitos do Grupo Puga, ocorrem capas carbonáticas om calcários calcíticos na base e dolomitos com estromatólitos no topo do Grupo Araras [12] (Nogueira et al. 2003). Apresentam espessuras de cerca de 100 a 150 m na fronteira oeste da bacia. Em direção ao leste, uma sequência de carbonato de 1300 m de espessura sendo essa a parte central do domínio, e continuando para sequências mais profundas ocorrem sucessões de calcário e metassilicato laminado em direção ao sistema deposicional de talude da bacia.

As características marcantes dessa sedimentação carbonática pós-glacial são registradas em diversas sucessões Neoproterozóicas em praticamente todos os continentes [30](Hoffman & Schrag 2002). Muitas teorias e discussões existem sobre o Período Criogeniano, sendo considerada uma das maiores glaciações ocorridas na Terra, conhecido também como “SnowBallEarth” [31]. Como essas sucessões (glaciogênicas e carbonáticas) são normalmente não fossilífero e mal datadas, estudos geoquímicos e sedimentológicos, principalmente ao que diz respeito os isótopos de carbono e estrôncio, são importantes ferramentas para estudos geocronológicos desse período, fornecendo excelentes dados para correlação dentro de uma bacia sedimentar. [32] [33] [34][35][30][36](Hoffman et al., 1998; Kennedy et al., 1998, 2001; Melezhik et al., 2001; Hoffman e Schrag, 2002; Melezhik et al., 2005).

Dentre as várias teorias a respeito do "cap. - carbonate", irei citar as que mais me intrigaram durante a pesquisa bibliográfica para realização do presente trabalho. Conhecida como “SnowBall Earth”[31] e estudada por diversos cientistas, entre eles Alvarenga e Trompette, 1992; Nogueira et al., 2003; Alvarenga et al., 2004; Allen e Hoffman, 2005, diz, segundo interpretação do autor do presente trabalho, diz que durante o Criogeniano (ca.720MA a 635MA) uma dicotomia climática afeta à Terra fazendo com que uma capa de gelo a cubra[31]. Quando o branco das geleiras reflete a luz solar, essa capa tende sempre a aumentar e separar o oceano da atmosfera fazendo com que não exista uma troca de gases entre eles. Em um período onde as atividades vulcânicas eram muito intensas, os gases continuavam a se acumular na atmosfera, principalmente dióxido de carbono e consequentemente provocando o aquecimento terrestre, também muito conhecido como efeito estufa e fazendo com que as capas de gelo começassem a derreter e serem depositadas (Formação Puga). Contemporaneamente, cálcio, magnésio e ferro que sem a presença de oxigênio acabam se concentrando no fundo das bacias. Quando essas camadas glaciais iniciam a fundir, o gás carbono tende a reagir com os cátions da água dos oceanos, uma vez que volta a existir essa troca de gases entre atmosfera e oceano, de uma maneira colossal, catastrófica e rápida, o dióxido de carbono em contato com, principalmente Ca, Mn e Fe, vão precipitar (teoria também importante em relação à formação das BIF’s) e serão depositadas de uma vez e formar o marco GSSP que conhecemos como os carbonatos de capa, observados em toda parte do globo terrestre assim como no Grupo Araras.

Alguns autores, como P. Sansjofre, M. Ader, R. I. F. Trindade, M. Elie, J. Lyons, P. Cartigny & A.C. R. Nogueira através de estudos realizados através da medição de isótopos de carbônio orgânico e inorgânico, constataram que para que a teoria do “SnowBall Earth” [31]fosse válida, deveria existir uma pressão de dióxido de carbono muito superior aos apresentados atualmente para que os carbonatos fossem depositados, estudo apresentado no artigo "A carbon isotope challenge to the snowball Earth - 2011".[37]

Outro estudo que vai contra a teoria do “SnowBall Earth”, vem proposto por R. I. F. Trindade, E. Font, M. S. D’Agrella-Filho, A. C. R. Nogueira, and C. Riccomini no artigo publicado em 2003 intitulado "Low-latitude and multiple geomagnetic reversals in the Neoproterozoic Puga cap carbonate, Amazon craton" [38],que em base a dados e estudos paleomagnéticos, encontraram diversas reversões magnéticas no carbonato de capa da Formação Araras sobre a Formação Puga. Tendo em vista que hoje temos o conhecimento de que o campo magnético terrestre se invertem (polos magnéticos N-S se invertem) de tempo em tempo, os estudos paleomagnéticos indicaram que a deposição ocorreu em latitudes baixas e assim confirmando os paleo -  polos com os do Cráton Amazônico. No entanto, os carbonatos de capa apresentaram muitas reversões de polo e assim, traduzidos cronologicamente, indicam que sua deposição decorreu ao longo de anos e não de uma forma abrupta e veloz devido a uma dicotomia climática.

Sobre os calcários e dolomitos do Grupo Araras, recobertos por sedimentos silcliclásticos, definidos como uma sucessão molássica [39](Almeida 1968) e depositados simultaneamente aos dobramentos da Faixa Paraguai. Em posição estratigráfica intermediária aos grupos Araras e Alto Paraguai, foram encontrados corpos isolados de diamictitos glaciais (Formação Serra Azul), relacionados à glaciação Ediacarana/Gaskeriana. [40] (Alvarenga et al. 2007).

2.3 - Faixa Paraguai Oriental

No extremo leste da Faixa Paraguai, a nordeste de Cuiabá, onde a estruturação da faixa possui orientação Leste-Oeste, aflora sucessão metavulcânica-sedimentar, com formações ferríferas associadas, interpretada como pertencente ao Grupo Cuiabá [41] [42] (Pinho 1990 a, b), ou mais antigo denominada Grupo Nova Xavantina [43] (Dantas & Martinelli 2003). Filito grafítico e filito sericítico são as rochas hospedeiras predominantes, ocorrendo também ritmito com alternâncias de metassiltito e metarenito. As idades de mineralizações ainda são uma icognita, todavia a deposição do ouro está diretamente relacionada às deformações, em regime tectônico compressivo de caráter progressivo, associadas ao metamorfismo regional fácies xistos verdes (quartzo-biotita-clorita), que afetaram as rochas do Grupo Cuiabá. Por serem importantes recursos minerais da Faixa Paraguai, os grupos relacionados a porção Oriental da Faixa Paraguai serão abordados ao final deste trabalho.

3 - Modelos tectônicos e estruturais para a Faixa Paraguai

Podemos classificar a evolução tectônica da Faixa Paraguai em três fases. A primeira identificada pelo início do estágio de compressão, resultando em encurtamento e espessamento crustal gerando ajuste flexural, compõe o que chamamos de Bacia Foreland. Posteriormente temos a deposição dos sedimentos da Formação Puga e grupos Araras e Alto Paraguai. Nos estágios dois e três, observa – se a ascensão progressiva da redução e da deformação nas sequências anteriormente depositadas, promovendo novos pulsos de subsidência para deposição de sequências sedimentares mais jovens, tais como a Formação Diamantino. Os domínios estruturais da Faixa do Paraguai foram descritos por Luz et al. (1980), Alvarenga (1990), Piacenti et al. (2007) Campanha et al. (2011) e Modificado por McGee et al. (2015).[44] [16] [5][45]

Ficheiro:Tectônica geral Faixa Paraguai.png
Figura 5 - Modelo tectônico simplificado para a Faixa Paraguai (Modificado de McGee et al. 2015)[46]

Podemos subdividir a evolução tectônica em duas zonas estruturais da Faixa Paraguai, domínio interno caracterizado por metamorfismo e intrusões graníticas e externo, definido por dobras com pouco ou sem metamorfismo além dessas zonas, também existem as coberturas sedimentares da plataforma as quais já foram abordadas precedentemente. A seguir, serão discutidos os aspectos de evolução regional dos domínios.

3.1 - Domínio Interno

  Composta por sequências sedimentares metamorfizadas na fácies do xisto verde, a evolução estrutural relacionada a zona interna da Faixa Paraguai é caracterizada por fases deformacionais continuas. Indicadores estruturais e geométricos do cinturão são definidos, na sua grande parte, por disposições regionais, tais como dobras regionalmente inversas e pontualmente reclinadas indicando transporte de massa com vergência de S-SE para N-NW como indicado por Ruiz et al. (1999)[47] no domínio interno, nas regiões de Cuiabá e Poconé, e que segundo Silva (1999) [48], possuem uma geometria em leque, sugerindo o deslocamento para área Cratônica na zona de plataforma.

Durante a orogenia, se deu a formação de veios de quartzo ricas em ouro, que possuem como estrutura de deposição as fraturas transversais tardias no sentido NW.

 3.2 - Domínio Externo

Natural do processo de soerguimentos orogênicos, a evolução tectônica de caráter compressivo identificadas no Domínio interno do Cinturão Paraguaio, são registrados nas rochas do domínio externo, onde o metamorfismo é quase nulo, mas o segmento de rochas é dobrado com padrões simétricos ou levemente assimétricos com planos axiais tendendo para N20-30E. Outra característica observada em relação ao transporte, dessa vez, criando o contato entre os dois domínios, interno e externo, são reconhecidas falhas com direção (strike) NW visíveis em ambos os domínios. Em sentido ao Cráton Amazônico, a deformação é menos aguda e não apresenta metamorfismo além de sedimentação com estratificação planar referente aos Grupos Araras e Paraguai.[47][48][49]

3.3 - Fases de Deformação

Estudos estruturais e propriedades litológicas analisados na região de ambos os domínios, fornecem dados que sugerem quatro fases de deformações contínuas que afetaram as rochas do Domínio Interno, mais especificamente do Grupo Cuiabá e serão descritos a seguir segundo a interpretação dos estudos realizados por Silva, Alvarenga e Tompette e contextualizados a um regime geológico regional.

Ficheiro:Estrutural Faixa Paraguai.png
Figura 6 - Modelo de evolução estrutural para a Faixa Paraguai, mostrando a migração do front deformacional de leste para oeste, em três momentos.[50]

Segundo Alvarenga e Tompette [25], a Faixa Paraguai apresenta 4 estágios de deformações sucessivas (D1 a D4) e seus respectivos planos de clivagem (S1 a S3) e descrevem a primeira fase de deformação (D1) como fazendo parte tanto no domínio interno quanto externo e tendo o traço estrutural mais marcante durante o processo de evolução tectônico. A evolução geométrica das dobras é contínua ao longo do cinturão sendo mais amplas na zona externa e mais estreita, inversa e isoclinais no extremo E da zona interna e não apresentam vergência nítida. Sua evolução tectônica demostra coerência com o aumento da intensidade do dobramento, da penetratividade da clivagem e do metamorfismo com pouquíssima influência na borda do Cráton Amazônico e passando a fácies de xistos verdes na parte interna da faixa dobrada. Os planos de clivagem (S1) são formados em um contexto compressional com extensão regional, caracterizado pelo metamorfismo e identificados no desenvolvimento sin - tectônico dos minerais micáceos de S1. Ao contrário do que observado precedentemente, as deformações D2 e D3 não indicam muito bem como se deu a evolução regional motivo atribuído ao fato de que ambas não estão presente em todo o cinturão, no entanto, podemos observar nas dobras D3 uma certa abertura, são desenhadas como drags de zona de falhas com clivagem de crenulação e kinks associados (S3). O plano S2 apresenta a recristalização de filossilicatos e é penetrativa, preferencialmente orientada com strike a N35 - 50E, deep 30 - 45 W e vergência para SE, medições realizadas em afloramentos na região de Cuiabá. A última fase de deformação (D4) é caracterizada por dobras com grande comprimento de onda, com seus eixos perpendiculares as outras três fases de deformação com fraturamento tarde - tectônico que devem ter se originado devido ao resfriamento crustal. Sua orientação bate com o eixo do sinclinal do Tucavaca.

Para Silva, [48] [51] "Dn", a primeira deformação, é caracterizada pela formação de dobras regionais assimétricas e inversas evidenciando vergência SE nas regiões de Cuiabá e Poconé no domínio interno. Já no domínio externo, observamos camadas mais verticalizadas com vergência NW expondo o que chamamos de geometria em leque. Alinhamento de clastos achatados na superfície da sequência, marcam as lineações de estiramento que indicam vergência para NE. A segunda fase, também conhecida como "Dn + 1", possui dobras mais espaçadas e sutilmente assimétricas onde sua superfície axial, nomeada na literatura científica como "Sn + 1" , imerge sentido SE o que implica em vergência para NW e mergulho para NE caracterizadas por assídua clivagem. A terceira fase (Dn + 2) também ocorre como dobras assimétricas em uma escala métrica com SW e a proposta de três fases coaxiais e uma quarta fase ortogonal foi apoiada por Alvarenga & Trompetti e posteriormente por Trompette. Segundo esses autores, a primeira fase não apresenta vergência nítida, a segunda fase tem vergência SE e a terceira fase apresenta vergência em direção ao Cráton Amazônico, que só é visível nas rochas não metamórficas que o recobrem.

4 - Recursos Minerais da Faixa Paraguai

4.1 - Depósitos de Ouro com ocorrências na Baixada Cuiabana e Nova Xavantina

A ocorrência de importantes recursos mineiras na região que engloba a Faixa Paraguai é conhecida à muios anos, tendo em vista que registos apontam a presença de Bandeirantes, mais especificamente, na região de Cuiabá, desde os meados do Século XVIII. Durante os anos oitenta, seguindo a alavancada valorização aurífera, a mineração nessa região cresceu exponencialmente e consequentemente mais pesquisas foram realizadas em relação à geologia e ocorrência desses minerais, foram abordadas por diversos autores.

A ocorrência de mineralizações de ouro na Faixa Paraguai são as mais conhecidas e tem como principais regiões de ocorrência, Cuiabá e Nova Xavantina, ambas localizadas no Mato Grosso. O que pode – se afirmar em relação a essas jazidas de uma maneira bem superficial é que, as características sedimentológicas e geoquímicas estão em conformidade com as demais sucessões datadas do final do Neoproterozóico, outorgada às violentas mudanças climáticas.

A maioria dos depósitos de Ouro localizados na Baixada Cuiabana são identificados como filoniano e co - genéticos onde podemos verificar seus registros geológicos estampados nas rochas com estruturas deformadas do Grupo Cuiabá. Como rochas hospedeiras predominantes, foram identificaram os filitos grafitosos e sericíticos, no entanto, a idade das mineralizações continua sendo um mistério. [41][42] [52][5] (PINHO, 1990;MAZANO 2008; CAMPANHA et. al, 2011).

Em relação ao modo como esse ouro foi depositado, foi observado uma relação num âmbito tectônico compressivo-progressivo, associada ao metamorfismo regional,fácies xistos verdes, e consequentemente a deformações que figuraram as rochas do Grupo Cuiabá.

Ficheiro:Geologia da região de Cuiabá-Poconé.png
Figura 7 - Geologia da região de Cuiabá-Poconé (à esquerda, modificado de Luz et al. 1980 e Barboza et al. 2010) destacando a localização das ocorrências e depósitos de ouro na região de Cangas e Poconé, bem como, geologia da região de Nova Xavantina (porção leste, à direita) [53].

Um dos depósitos mais conhecidos, o do Araés, apresenta características esruturais geridas por tectônica do tipo rúptil-dúctil, associadas a presença de fraturas e falhas.(Martineli e Batista 2006)[54] Um modelo muito aceito pela comunidade científica, o de trans - tensão associado com trans - pressão por falhamentos direcionais correlacionadas as zonas de cisalhamento do Araés, permitiria a abertura das fraturas onde os fluidos hidrotermais enriquecidos em ouro, percolariam, em uma espécie de caminho preferencial e, em condições geoquímicas adaptas, se depositaria, como observa – se na Baixada Cuiabana, essas ocorrências estão associadas aos veios de quartzo.

Assim como a região da Baixada Cuiabana, a região da Nova Xavantina é controlada estruturalmente por uma tectônica do tipo rúptil-dúctil e caracterizados pela existência de falhas e fraturas, por onde os fluidos hidrotermais enriquecidos em ouro lixiviam. A partir dos estudos das análises de inclusões fluidas foi possível observar que nos veios dos depósitos auríferos as inclusões são, predominantemente, aquosas a aquo - carbônicas. Neste ponto, compreendeu-se que os mesmos se formaram em sequência e por fluidos parecidos.[54]

No entanto, a similaridade no modo de deposição e até por possuírem sequências Vulcano-sedimentares correlacionadas aos depósitos que ocorrem na Baixada Cuiabana, os depósitos da região de Noca Xavantina, mais especificadamente o depósito do Araés, e classificado como do tipo filoniano ocorrendo em veios de quartzo sub - verticais de grandes espessuras, podendo chegar a até 5 m e concordantes a estruturação regional (WNW), enquanto os veios auríferos da Baixada Cuiabana não ultrapassarem os 30 cm. (Barboza 2008)[55].

4.2 - Formações ferríferas e manganesíferas - Maciço de Urucum

As jazidas de ferro e manganês do Maciço do Urucum, localizado na zona rural de Corumbá - MS, possui uma altitude de 1065 metros sendo datado da Era Neoproterozóica, ao lado das formações ferríferas  pertencentes ao Grupo Rapitan (Canadá) e do Super Grupo Damara, ambos com a mesma datação geocronológica. Essas mineralizações são atípicas, já que as grandes concentrações ferríferas ocorrem no intervalo 2,5 e 1,8 Ga.[56](Klein 2005)

No início,a importância econômica do Maciço de Urucum deveu – se unicamente as jazidas de manganês.No final do século XX, as formações ferríferas passaram a receber mais atenção, principalmente devido a intensificação dos estudos nessa região durante os anos oitenta.

Ficheiro:Formações ferríferas mina de urucum.png
Figura 8 - Minério de ferro lixiviado, com concentração supergênica da hematita, em frente de lavra da Mina de Urucum.[57]

Estima – se recursos de ordem de 3,1 Bt de Ferro e 11 Mt de manganês, porém os recursos de ferro incluem os proto minérios (jaspilitos) com intercalações de sílica com teor de Ferro de 50%.(Walde & Hagemann 2007)[58]

Atualmente são lavrados apenas as porções aluvionares lixiviados, com 67% de teor de Ferro e , secundariamente, os depósitos coluvionares, volumetricamente menores e de qualidade inferior aos aluvionares .[58]

Entre alguns dos fatores que fazem com que o ferro de Urucum seja economicamente viável, a possibilidade de transporte fluvial através do Rio Paraguai facilitando o processo de logística; O minério, que possui composição essencialmente hematítica e por ter um bom teor de Ferro, redução direta no processo siderúrgico .[58]

As jazidas de manganês ocorrem na forma de camadas e lentes na base da sucessão essencialmente ferrífera (Formação Banda Alta ou Formação Santa Cruz, conforme proposta estratigráfica aceita). Como falado precedentemente em relação aos carbonatos de capa, a hipótese de origem glacial seria coerente com o modelo Snowball Earth (KirschVink 1992)[31] e explicaria a ocorrência das formações ferríferas Neoproterozóicas, cuja ocorrência anômala, fora do intervalo de 2,5 – 1,8 Ga, estaria associada a intensas glaciações globais. Esta interpretação é questionada por Young (2002)[59] e Eyles & Januszczak (2004)[60], os quais associam essas formações ferríferas e diamictitos à intensificação de rifteamentos, mesmo que concomitantes a eventos glaciais, onde a fonte do ferro seria hidrotermal e não necessariamente vinculada a eventos anóxicos globais, o que condiz com o modelo de origem hidrotermal de Trompette et al. (1998)[61] e Dardenne (1998)[62]; para fundamentar este modelo esses autores se basearam, na presença de minerais de manganês de cristalização sob elevadas temperaturas (braunita, e veios de tirodita, anfibólio manganesífero, silicato semelhante à rodonita), em dados de isótopos de oxigênio que indicam cristalização entre 250 e 280 °C (Hoefs et al. 1987)[63] e presença de veios de turmalina-quartzo e de magnetita hidrotermal em zonas de falhas.

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