Çaldıran SavaĢı Sonrası Safevi – Osmanlı ĠliĢkileri

O intervalo estratigráfico (de até 40 m) entre as amostras analisadas não permite o detalhamento de ciclos deposicionais individuais, no entanto, o intervalo utilizado possibilita uma avaliação global do comportamento químico dos diversos ambientes deposicionais, sob a influência de grandes ciclos de arrasamento/inundação e diagênese, ao longo da sucessão analisada.

Desta forma, a análise química torna possível uma avaliação do estado de alteração das rochas carbonáticas, principalmente em relação às razões isotópicas obtidas. Ou seja, constitui um padrão empírico que permite identificar possíveis alterações posteriores à deposição carbonática, como percolação de água doce (meteórica e freática) ou intersticial, interação com salmouras e outros fluídos não-marinhos, que possam ter alterado as razões isotópicas originais, adquiridas da água do mar no instante da deposição. Os valores de δ18

O são comumente mais utilizados como indicadores de alteração pós-deposicional, não se atribuindo muita confiabilidade a estes valores como sendo primários (Kaufman & Knoll, 1995).

Assim, para confirmar este pressuposto nos carbonatos estudados, numa primeira análise global, compararam-se os valores isotópicos para C e O (Figura 37, Tabela 6), distinguindo-se as formações Guia, Nobres e Serra Azul. Observa-se não haver correlação entre os valores de δ13

C e δ18O nas formações Guia e Nobres, enquanto que na Formação Serra Azul nota-se certa correlação entre os valores isotópicos. De acordo com a literatura, esta correlação positiva sugere uma possível alteração dos valores primários, que será melhor conferida, mais adiante, por meio de outros parâmetros, embora as razões Mn/Sr apresentadas no Capítulo 5 estejam todas abaixo de 0,4, quando o limite estabelecido, que garante uma boa qualidade das amostras para este tipo de análise, é de 2 (Veizer, 1983).

Observou-se também, para os carbonatos analisados, a existência de uma correlação entre os valores de δ18

O e os ambientes de deposição (Figura 37), mesmo em se tratando de carbonatos precambrianos, que dificilmente guardam a composição isotópica de O original da água do mar (Kah, 2000). Na sucessão estudada, os carbonatos de inframaré, depositados provavelmente durante período de degelo (formações Guia e Serra Azul), possuem valores mais negativos (– 9 a ca. – 6 ‰), enquanto que os carbonatos de intermaré (ca. – 6 a ca. – 3,3‰) a supramaré (< – 4‰), depositados durante período de estabilização climática, talvez interglacial (Formação Nobres), possuem os valores mais altos (Tabela 6). Também, os mesmos carbonatos depositados durante a deglaciação possuem valores de δ13

C negativos, mostrando uma menor atividade biológica, enquanto que aqueles depositados durante estabilização climática possuem valores de δ13

C levemente negativos a fortemente positivos, evidência de grande atividade biológica. Os dados de δ18

O sugerem, adicionalmente, a interação da água do mar com fluídos mais leves (enriquecidos em 16O) durante a deposição das formações Guia e Serra Azul (Figura 37), possivelmente provenientes das águas de degelo, como proposto por Corfield (1994). Adotando- se o modelo da Snowball Earth (Hoffman & Schrag, 2000), durante este período é possível que a umidade do ar tenha aumentado significantemente, propiciando também o aumento da pluviometria, que somada às águas de degelo, em escala mundial, aumentaria a quantidade de água doce misturada às águas marinhas.

Figura 37. Dados isotópicos de C e O obtidos em carbonatos. A linha preta corresponde a ambiente de inframaré, a linha cinza de intermaré e a linha branca de supramaré.

A razão Sr/Ca e concentração de Mn nos carbonatos fornecem uma indicação sensível de alteração diagenética, pois, durante a troca com fluídos diagenéticos, o Mn é comumente incorporado em sedimentos carbonáticos, enquanto que o Sr é lixiviado da estrutura do carbonato (Brand & Veizer, 1980). Ou seja, a interação de um carbonato marinho com água doce, meteórica ou salmouras evaporíticas, resultará em uma rápida diminuição da razão Sr/Ca seguida do aumento na abundância de Mn (Figura 38, Tabela 5).

De maneira geral, os carbonatos estudados apresentam baixa razão Sr/Ca, em especial os termos mais dolomíticos da Formação Nobres. As razões Sr/Ca para os calcários pós-glaciais das formações Guia e Serra Azul, incluindo duas amostras da Formação Nobres, estão na maioria, entre 0,006 e 0,001, enquanto que para os dolomitos da Formação Nobres estão bem abaixo de 0,001 (Figura 38, Tabela 5). As baixas razões dos dolomitos da Formação Nobres indicam que a dolomitização ocorreu na presença de fluídos empobrecidos em Sr, como água doce ou meteórica, talvez freática devido ao arrasamento da bacia.

Na literatura, os altos teores de Mn nos carbonatos, se considerados secundários, indicam a interação da rocha com fluídos diagenéticos ricos em Mn (Jacobsen & Kaufman, 1999), enquanto que, se considerados primários, podem indicar a composição original do oceano neoproterozóico pós-glacial no momento da deposição carbonática (Halverson et al., 2004). As

abundâncias de Mn variam bastante nos carbonatos estudados, com valores abaixo de 0,025%, sendo que para os calcários pós-glaciais (formações Guia e Serra Azul) observa-se mais alto teor de Mn (Tabela 5). Pelo fato destes calcários pós-glaciais apresentarem também altas razões de Sr/Ca, que assegura a ausência de percolação de fluídos não-marinhos tardios, seus teores mais altos de Mn indicam uma interação da água do mar com fluídos ricos em Mn no momento da deposição, talvez água proveniente do degelo mais água meteórica. Teores bem mais altos de Mn (0,07 a 0,2%) foram medidos nos dolomitos de capa da glaciação Puga, na região cratônica, por Font (2005), que asseguram a deposição primária destes dolomitos mediada por bactérias sulfato-redutoras.

Para os dolomitos, os valores de Mn estão abaixo de 0,01% (Tabela 5), demonstrando uma interação pós-deposicional não tão intensa com fluídos ricos em Mn. Os valores mais altos de Mn estão associados aos dolomitos impuros e turbidíticos, coincidentemente com altos valores de Fe, Si e Rb (ver Tabela 5, Capítulo 5), indicando a presença de minerais terrígenos ricos nestes elementos. Nos demais dolomitos da Formação Nobres, observa-se um pequeno aumento dos teores de Mn em direção ao topo, onde se encontram evidências de dissolução (porosidade fenestral), possivelmente devido à interação da rocha com água doce e/ou meteórica, devido à exposição local de dolomitos bioconstruídos, conforme a bacia ficava mais rasa, ou talvez com salmouras originadas a partir de corpos de água presos em recifes bioconstruídos, precipitando finas camadas de dolomudstone primário.

Figura 38. Relação entre Sr/Ca e Mn para os carbonatos estudados. A seta indica a direção de alteração durante o aumento da interação com fluidos não marinhos (água doce, meteórica ou mistura de ambas, ou salmouras evaporíticas).

Conforme proposto por Kah (2000), durante o processo diagenético, se houver interação do sedimento com fluídos isotopicamente mais leves, como água doce, meteórica ou mistura destas, pode ocorrer a diminuição dos valores de δ18

O e aumento no teor de Mn nos carbonatos (direção A, Figura 39). O inverso (aumento dos valores de δ18

O) ocorre quando a diagênese acontece mediante a interação com fluídos isotopicamente mais pesados, como salmouras evaporíticas e águas intersticiais ascendentes (direção B, Figura 39).

Figura 39. Relação entre os teores de Mn e valores de δ18_{º dos carbonatos estudados, onde duas}

tendências de alteração podem ser observadas. A direção (A) indica o aumento da interação com fluídos isotopicamente mais leves (água doce, meteórica ou mistura de ambas), enquanto que a direção (B) indica o aumento da interação com fluídos isotopicamente mais pesados (salmoura evaporítica ou água intersticial).

Nos carbonatos estudados, a maioria das amostras não segue nenhuma das duas direções de alteração, a não ser algumas amostras da Formação Nobres que possuem uma leve tendência de interação com fluídos isotopicamente mais pesados (Figura 39). Observam-se tendências distintas entre os calcários pós-glaciais das formações Guia e Serra Azul e os dolomitos interglaciais da Formação Nobres. Para os calcários, observa-se uma direção intermediária com enriquecimento de Mn, principalmente da Formação Serra Azul, mas com valores de δ18

O bem próximos da composição da água do mar aceita para o Neoproterozóico (Kaufman & Knoll, 1995). Isso indica a presença de minerais ou de fluídos ricos em Mn, que não alteraram significantemente as razões isotópicas de O originais da água do mar. Já os dolomitos da Formação Nobres mostram leve tendência de interação com fluídos isotopicamente mais

pesados, mas com pouco Mn. Isso indica que a dolomitização pode ter se dado pela interação do carbonato com água intersticial ascendente, aplicável apenas para os dolomitos secundários. Já os dolomitos primários, intercalados aos dolomitos bioconstruídos que ocorrem no topo da formação Nobres, podem ter se depositado em ambiente temporariamnte restrito, como pequenas salmouras locais, derivadas da evaporação da água do mar retida durante descida do nível relativo do mar.