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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
ASSINATURAS TAFONÔMICAS DOS INVERTEBRADOS DA
FORMAÇÃO ITAITUBA - APLICAÇÃO COMO FERRAMENTA DE
ANÁLISE ESTRATIGRÁFICA E PALEOECOLÓGICA NA SEÇÃO
PENSILVANIANA AFLORANTE NA PORÇÃO SUL DA BACIA DO
AMAZONAS, BRASIL
LUCIANE PROFS MOUTINHO
Tese de Doutorado apresentada
como requisito parcial para
obtenção do Título de Doutor em
Geociências.
ORIENTADORA: Dra. Valesca Brasil Lemos
CO-ORIENTADORA: Dra. Ana Karina Scomazzon
COMISSÃO EXAMINADORA: Dra. Tânia Lindner Dutra - UNISINOS
Dr. Edinei Koester - UFPEL
Dr. Michael Holz - UFRGS
Porto Alegre, Agosto de 2006
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Livros Grátis
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Milhares de livros grátis para download.
2
Moutinho, Luciane Profs
Assinaturas tafonômicas dos invertebrados da Formação
Itaituba - aplicação como ferramenta de análise estratigráfica e
paleoecológica na seção pensilvaniana aflorante na porção sul
da Bacia do Amazonas, Brasil. / Luciane Profs Moutinho. –
Porto Alegre : Igeo/UFRGS, 2006.
[325 f..]. il.
Tese (Doutorado) - Universidade Federal do Rio Grande do
Sul. Instituto de Geociências. Programa de Pós-Graduação em
Geociências, Porto Alegre, RS - BR, 2006.
1. Estratigrafia. 2. Tafonomia 3. Pensilvaniano. 4. Bacia do
Amazonas. 5. Formação Itaituba. 6. Invertebrados. 7.
Carbonatos. I. Título.
_____________________________
Catalogação na Publicação
Biblioteca do Instituto de Geociências - UFRGS
Renata Cristina Grun CRB 10/1113
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3
“... Meu precioso filho, Eu te amo e
jamais te deixaria nas horas da tua
prova e do teu sofrimento.
Quando vistes na areia apenas um par
de pegadas, eram as minhas, e foi
exatamente aí que Eu te carreguei em meus braços."
Adaptado de Mary Stevenson
Aos meus anjos da guarda, minha Mãe e meu Vô Pídeo,
pelo exemplo, constante apoio e orgulho incondicional,
Com todo amor e saudade que possam existir nesta vida.
4
AGRADECIMENTOS
Durante os 4 anos envolvidos na elaboração desta tese, aconteceram
coisas, conheci pessoas, visitei lugares, aprendi muito, ri muito e chorei mais ainda...
muitas vezes perdi o sono, a paciência, a vontade... cai, levantei, por vezes caminhei
lentamente, em outras, em ritmo acelerado e... até que enfim, consegui chegar ao
final... neste período, a cada dia que passava, foi se construindo esta tese... idéias,
dados, ilustrações... cada letra aqui digitada... ao mesmo tempo, fui mudando, mesmo
sem perceber... lendo, relendo, pensando, discutindo... revendo conceitos (não apenas
os tafonômicos/estratigráficos, mas também aqueles que norteiam meu caráter),
agregando aprendizados... construindo o meu conhecimento... enquanto pessoa,
pesquisadora, bióloga quase paleontóloga e, ainda, apenas um projeto de
tafônoma!!!! Chegando ao final... fica impossível escrever os agradecimentos sem
falar disso tudo... pois é justamente nestas poucas linhas onde se permite fugir das
formalidades, onde as muitas emoções do doutorando podem ser expressas... e a
minha tese foi escrita com muito sentimento... nem sempre os melhores, mas
absolutamente intensos!!!!!! Quem me conhece sabe bem do que estou falando, eu
sou completamente movida pela emoção... em tempo integral... e há quem não
entenda isso, mas essa é a minha natureza... e será nessas poucas linhas onde tentarei
expor todos esses meus sentimentos da forma mais sincera e menos prolixa
possível...
Buenas, foram muitas as pessoas com quem convivi nesse tempo e
todas têm sua parcela de participação na construção dessa tese... colegas, amigos,
professores, familiares que, direta ou indiretamente compartilharam comigo deste
processo. Sem eles, eu sei que não teria conseguido e agora, mais do que nunca, eu
entendo que um doutorado não se faz sozinho... desta forma, os meus
agradecimentos são muitos, onde quero registrar minha gratidão por tudo e para
todos... tenho certeza que cometerei esquecimentos e já antecipo minhas desculpas
por conta disso!!
Aos meus familiares... a minha Vóvó Lídia, (que sempre diz que eu
sou Bioquímica, mas eu não ligo!!) pelo carinho, apoio psicológico, gastronômico e
financeiro, por acreditar em mim, por me incluir em suas orações diárias, entender
minha ausência e pelo reconhecimento das dificuldades pelas quais passei até chegar
aqui... a minha Boby, pelo interesse, curiosidade e reconhecimento, pelo incentivo e
amor de vó, que é tudo de melhor que eu posso receber... ao meu pai pela constante
preocupação e orgulho que sente por mim, pelo apoio financeiro, que foi
fundamental na fase final, quando eu já estava sem bolsa e por me dizer
incansavelmente que eu deveria concentrar minha energia na minha tese e esquecer o
mundo lá fora... a minha querida mana, minha amiga e parceria confirmada das boas
e das ruins, por estar sempre comigo, me apoiando, me escutando, me criticando
(Piaget explica!!) me perguntando sobre os fósseis “pensilvânicos”, os dinossauros e
“afinal de contas, o que é mesmo que tu estuda?!?!?!”, por ouvir minhas explicações
com os olhos vidrados, certamente imaginando o cenário que eu, freneticamente
descrevia... por tolerar meus evidentes sintomas de Distúrbio de Déficit de Atenção
(descobri que sofro disso no final da tese!!), por toda compreensão quando passei por
crises existenciais, de personalidade e nervos e pelo orgulho e amor incondicional
que sente por mim (a recíproca é verdadeira!!)... ao meu irmão que, mesmo alheio à
minha realidade, muitas vezes me atrapalhando com as tais “coisas de família”,
sempre demonstrou seu afeto e compreensão...
5
Aos meus amigos... meus colegas de graduação, que sempre foram
muito carinhosos e interessados nas minhas investigações paleontológicas... a
“galerinha do corredor”, Núscia, Cris, Claudinha, Tina, Gringa, Maléfica, Guga,
Vladimir, Cristianini, Protásio, Chefe, Aníbal, Flávio e mais alguns agregados que
não lembro os nomes, pelos momentos inesquecíveis na consagrada hora do café, ali
na sala dos bolsistas, na praia (Bar do Antônio), no R.U., no Zarolho (muitas horas
de acirradas discussões científicas e sobre as coisas da vida, da terra, da água e do
ar!!!) e por ai afora... Ao Guga (o ilustre Sr. Dr. Carlos Eduardo Lucas Vieira),
agradeço em especial, pelas horas de conversa, principalmente no final... quando
parecia que o mundo todo conspirava contra mim... pela identificação, atenção,
conselhos, amizade e carinho... por me mostrar que eu não estava tão errada e que
também não era tão louca quanto pensava!! São três as amigas que não posso deixar
de citar... não apenas pela amizade, mas por tudo o que representam para mim... por
todo apoio e incentivo, sempre!!! Por acreditarem em mim (mais do que eu
mesma!!), por serem as amigas com quem pude compartilhar de uma fase tão
importante da minha vida... Aline de Albuquerque Jacometti (Ali), Roberta (Beta) e
Fernanda (Fer) Bortolini... Fer e Beta, duas gurias as quais conheci por intermédio da
Ali e que D’us colocou na minha vida em uma fase onde sozinha eu não teria
conseguido seguir em frente, minhas irmãs de coração!! Também a Andréia Elias,
que confiou em mim e me recebeu de braços abertos quando cheguei ao Rio de
Janeiro e me fez sentir como se estivesse na minha própria casa... por me ensinar e
dizer as coisas que eu precisava saber para “sobreviver” ao Rio 40 graus, me fazendo
sentir segura numa cidade desconhecida.
As minhas colegas de laboratório, Sara Nascimento e Ana Karina
Scomazzon, que além de colegas, são amigas, irmãs de coração que eu também
ganhei de presente... passamos por algumas poucas e boas nesse período, rimos e
choramos juntas e formamos a verdadeira equipe, cada uma de nós com suas
características e predicados e uma complementando a outra... Sarita (Uni), gracias
por aturar as crises dessa irmã mais velha e chata, por ser essa pessoa maravilhosa e
sempre de bem com a vida, por trazer tanta alegria para o laboratório, pelos cafés
maravilhosos, os “precious” e demais guloseimas sem fim e por me fazer comer
mesmo que à força... (e não pense que eu me esqueci dos ciclos transgressivos!!!
Ainda quero saber onde eles estão!!)... Kaká, minha co-orientadora, a mãe do
Vinícius (o bebê mais lindo do mundo!!)... só posso agradecer por tudo... sempre!!
Pelo apoio, incentivo, críticas, correções, conselhos... por ser minha amiga, me ouvir
(por horas e horas e mais horas...), me aconselhar e por querer apenas o meu bem...
obrigada pelas incansáveis discussões sobre os ciclos, os andares e afins...
principalmente por ser uma referência muito importante para mim, como pessoa e
pesquisadora. A minha orientadora Dra. Valesca Brasil Lemos, sou eternamente
grata, por acreditar na minha capacidade e pela preciosa orientação, sem a qual não
teria chegado ao final... obrigada por toda a ajuda, por entender minhas dificuldades
e por ter paciência com meus recorrentes erros e, principalmente, por compreender
que, antes de qualquer coisa, sou um ser humano...
Dentre todas as pessoas que me incentivaram, auxiliaram e orientaram
informalmente estão o Prof. Dr. Michael Holz, a quem quero agradecer por ter me
apresentado a Tafonomia e por sua importante participação na minha caminhada pelo
mundo tafonômico, sempre contribuindo nas muitas discussões sobre o assunto, me
ajudando à clarear os pensamentos tafonômicos e estratigráficos e me incentivando a
correr atrás das minhas deficiências nos assuntos geológicos no geral... ao Geólogo
6
Dr. Nilo Siguehiko Matsuda que, além de ser uma pessoa com um coração
maravilhoso, sempre disposto a ajudar, foi fundamental no bom desenvolvimento dos
trabalhos de campo, preparação das amostras isotópicas, discussões estratigráficas
sem fim... sugestões, críticas, questionamentos... por me fazer pensar (e muito!!),
reconhecer meus erros e corrigi-los, sempre agindo de forma muito ética e
respeitando o meu tempo de assimilação das coisas.
Sou muito grata aos professores e colegas com quem convivi nas
diferentes disciplinas cursadas nesses anos de pós-graduação, da mesma forma que
aos senhores componentes da minha banca de qualificação, professores doutores
Tânia Dutra, Paulo Alves de Souza e Michael Holz, pelas observações, discussões e
incentivo, que foram fundamentais e chegaram no momento mais adequado.
Dentre as diferentes instituições públicas e privadas com os quais tive
envolvimento nesse período estão: o CNPq, ao qual agradeço pelo suporte
financeiro; a UFRGS, a qual sou grata pelo espaço físico, estrutura administrativa e
suporte técnico... onde não posso deixar de mencionar o Sr. Coordenador do
Programa da Pós-graduação, Léo Afraneo Hartmann, as gurias da Secretaria do Pós,
Elen e Denise e o Secretário Roberto Martins Pereira, o Robertinho, pela solução de
inúmeras dúvidas, pelos cafezinhos e pelas sugestões e palavras de incentivo que
sempre vieram no momento certo..., o Secretário Carlos, da Estratigrafia, que sempre
foi muito atencioso nos vários “helps” por mim solicitados, o fotógrafo Luiz Flávio
Lopes responsável pela produção das fotografias dos meus fósseis, o funcionário
João, encarregado da confecção das lâminas petrográficas, o Paulo do xerox do
“predinho da estrati”, pela paciência comigo na bagunça que fiz com as cópias da
tese, com as figuras e páginas faltantes e as bibliotecárias Veleida e Renata pela
indispensável orientação com as referências bibliográficas; aos senhores José Emidio
e Paulo Rubens da Indústria de Cimento CAIMA – Companhia Agro-industrial
Monte Alegre, agradeço por permitirem o acesso às pedreiras de exploração de
calcário e às amostras de rocha carbonática e fósseis; a Dra. Maria Dolores de
Carvalho, gerente do GSEP-CENPES/PETROBRÁS e ao Dr. Edison José Milani,
gerente do PBA-CENPES/PETROBRÁS por possibilitarem o desenvolvimento da
visita técnica que muito contribuiu no bom andamento desta tese, bem como no meu
crescimento como pesquisadora... agradeço também a todos que fizeram parte dos
meus dias no período em que lá estive... as secretárias, aos colegas de sala, Seirin e
Luis Carlos, aos integrantes das equipes técnicas dos laboratórios testemunhos, de
fluorescência e difração de raios x e de geologia de isótopos estáveis...
Ninguém me disse que escrever uma tese seria fácil... eu também
nunca pensei que poderia ser tão penoso... mas agora, chegando ao final (já que estas
são as últimas frases que nela escrevo...) me sinto aliviada, pois tenho consciência de
que estou fechando um ciclo na minha vida e, apesar de estar me sentindo sufocada,
fraca e desarmada... assim como se eu estivesse em uma superfície de máximo
raseamento de um ciclo de alta freqüência, lutando para me manter viva em um
ambiente de condições adversas à sobrevivência... posso dizer que estou feliz... nesse
momento, o que me tranqüiliza e me permite ter forças de continuar na peleja é o fato
de saber que, na seqüência de uma fase de máximo raseamento vem a superfície
transgressiva... retrabalhando o que se depositou no passado, trazendo oxigênio,
renovação e novas perspectivas para aqueles organismos que resistiram e
sobreviveram ao ciclo anterior... sei que um novo ciclo se aproxima nessa minha
vida... então, que ele venha!!!!!!
7
Assinaturas tafonômicas dos invertebrados da Formação Itaituba - Aplicação como ferramenta de análise
estratigráfica e paleoecológica na seção pensilvaniana aflorante na porção sul da
Bacia do Amazonas, Brasil
DEDICATÓRIA..................................................................................................... 3
AGRADECIMENTOS............................................................................................ 4
SUMÁRIO.............................................................................................................
8
LISTA DE FIGURAS........................................................................................... 11
LISTA DE FOTOS........................................................................................... 14
LISTA DE QUADROS......................................................................................... 16
LISTA DE TABELAS...........................................................................................
17
LISTA DE ANEXOS…………………………………………………………… 17
RESUMO ..............................................................................................................
18
ABSTRACT..........................................................................................................
20
8
SUMÁRIO
Capítulo 1. Objetivo e Contextualização da área em estudo....................................
22
1.1. Objetivo................................................................................................................
23
1.2. Benefícios Esperados..........................................................................................
23
1.3. Considerações iniciais........................................................................................ 24
1.4. Contextualização da área em estudo – Seção aflorante ao sul da Bacia do
Amazonas...................................................................................................................
28
1.4.1. Localização da área estudada.......................................................................... 28
1.4.2. Geologia da Bacia do Amazonas......................................................................
30
1.4.3. Estratigrafia e Sedimentação durante o Carbonífero da Bacia do
Amazonas..........
35
1.4.4. Grupo Tapajós – Divisão litoestratigráfica......................................................
37
1.4.5. Cronoestratigrafia do Grupo Tapajós..............................................................
39
Capítulo 2. Metodologias aplicadas..........................................................................
46
2.1. Trabalho de campo.............................................................................................
47
2.2. Levantamentos Bibliográficos............................................................................
48
2.3. Petrografia Macroscópica..................................................................................
49
2.4. Petrografia Microscópica...................................................................................
39
2.5. Tafonomia......................................................................... .................................
50
2.6. Isótopos de Carbono e Oxigênio - d
18
O e d
13
C...................................................
50
2.6.1. Análises de Microscopia Eletrônica de Varredura..........................................
51
2.6.2. Análises de Difratometria e Fluorescência de raios x.....................................
51
2.6.3. Razões d
18
O e d
13
C......................................................................... ..................
52
Capítulo 3. Considerações sobre a Paleobiogeografia e Ciclicidade no
Pensilvaniano e correlação com a seção em estudo.............................................…
53
3.1.Considerações iniciais......................................................................................... 54
3.2. Paleobiogeografia do Gondwana no Pensilvaniano e a Bacia do Amazonas..
54
3.3 Paleoclimatologia.................................................................................................
56
3.4. Os depósitos cíclicos do Pensilvaniano e sua ocorrência na Bacia do
Amazonas...................................................................................................................
60
Capítulo 4. Arcabouço faciológico e modelo deposicional.......................................
71
4.1. Considerações iniciais........................................................................................
72
4.2. Fácies carbonáticas e Ambiente deposicional...................................................
74
4.2.1. As Particularidades do Ambiente Carbonático................................................
74
4.2.2. As plataformas carbonáticas............................................................................
75
4.3. A “Fábrica Carbonática” ..................................................................................
78
9
4.3.1. Os principais controles na deposição carbonática – Tectônica, Clima,
Aspectos oceanográficos e variações relativas do nível do mar................................
78
4.4. Modelos de fácies................................................................................…............
82
4.4.1. Fácies carbonáticas e Diagênese.....................................................................
83
4.4.2. Fácies carbonáticas e Ciclicidade....................................................................
90
4.5. Definição das fácies e respectivos ambientes deposicionais ............................
91
4.5.1. Fácies e ambiente deposicional........................................................................
91
4.5.2. Sedimentação e variabilidade litológica durante o Pensilvaniano da Bacia
do Amazonas...............................................................................................................
93
4.5.3. Métodos - Descrições petrográficas e de microfácies......................................
98
4.6. Discussão dos resultados ...................................................................................
158
4.6.1. Fácies e diagênese............................................................................................
158
4.6.2. Fácies e modelo deposicional...........................................................................
164
4.6.2. Fácies e estratigrafia de ciclos.........................................................................
174
4.6.2.1. Ciclos raseantes ............................................................................................
177
Capítulo 5. Tafonomia de invertebrados ..................................................................
189
5.1. Considerações iniciais........................................................................................ 190
5.2. Tafonomia dos invertebrados.............................................................................
192
5.3. Tafonomia dos invertebrados – Aspectos bioestratinômicos.............................
194
5.4. Tafonomia dos invertebrados - Dissolução esqueletal e diagênese incipiente.
198
5.4.1.Dissolução esqueletal........................................................................................
199
5.4.2. Diagênese incipiente - Minerais singenéticos..................................................
205
5.5. Tafonomia dos invertebrados – As fácies tafonômicas na seção estudada…..
208
5.5.1. Considerações iniciais......................................................................................
208
5.5.2. Metodologia de seleção, coleta e análise das amostras...................................
209
5.5.3. As tafofácies......................................................................................................
211
5.5.3.1. Tafofácies I....................................................................................................
211
5.5.3.2. Tafofácies II..................................................................................................
214
5.5.3.3. Tafofácies III................................................................................................ 220
5.5.3.4. Tafofácies IV.................................................................................................
221
5.5.3.5. Tafofácies V.................................................................................................. 223
5.5.3.5.1. Tafofácies V - Horizontes de onde se obtiveram invertebrados para
análise tafonômica......................................................................................................
231
5.5.3.6. Tafofácies VI.................................................................................................
245
5.5.4. Considerações finais.........................................................................................
247
5.6. Tafonomia dos invertebrados – As fácies tafonômicas e sua aplicação
10
paleoecológica............................................................................................................
248
5.6.1.Distribuição dos parâmetros ambientais...........................................................
248
5.6.2. Distribuição das associações faunísticas e das feições tafonômicas
observadas..................................................................................................................
251
5.6.2.1. Distribuição e preservação dos eventos episódicos...................................... 259
5.6.2.2. Distribuição da infauna ativa........................................................................
260
5.7. Tafonomia dos invertebrados – As fácies tafonômicas e sua aplicação
estratigráfica..............................................................................................................
262
5.7.1. A Estratigrafia de Seqüências e sua aplicação em sistemas carbonáticos......
264
5.7.2. As tafofácies e sua correlação estratigráfica na seção estudada.....................
270
5.7.2.1. As tafofácies e sua correlação estratigráfica nos ciclos deposicionais da
seção estudada............................................................................................................
272
5.7.3. Considerações finais – modelo de associação de tafofácies de alta
freqüência para a seção estudada..............................................................................
276
Capítulo 6. Estratigrafia Isotópica............................................................................
280
6.1. Considerações iniciais........................................................................................ 281
6.2. Os isótopos...........................................................................................................
284
6.2.1. Fracionamento isotópico.................................................................................. 285
6.2.2. Padrões e notação para os isótopos estáveis de carbono e oxigênio...............
286
6.3. Os isótopos estáveis de carbono e oxigênio........................................................
287
6.3.1. O oxigênio.........................................................................................................
288
6.3.2. O carbono......................................................................................................... 290
6.3.3. Os eventos isotópicos e sua relação com a diagênese......................................
292
6.4. Aplicação das análises isotópicas na seção estudada........................................
293
6.4.1. Generalidades...................................................................................................
293
6.4.2. Metodologia de seleção, coleta e análise das amostras. .................................
293
6.4.3. Interpretação das curvas.................................................................................. 296
6.4.3.1. Os intervalos isotópicos ................................................................................
297
6.5. Considerações finais........................................................................................... 301
Capítulo 7. Conclusões e Recomendações................................................................ 304
7.1. Conclusões ..........................................................................................................
305
7.2. Considerações finais........................................................................................... 307
7.3. Recomendações...................................................................................................
308
Referências Bibliográficas.........................................................................................
309
Anexos........................................................................................................................
334
11
LISTA DE FIGURAS
Figura 1. Mapa de localização da Bacia do Amazonas.....................................................
28
Figura 2. Mapa Geológico da Bacia do Amazonas ..........................................................
29
Figura 2.1. Mapa Geológico de parte da Bacia do Amazonas, com detalhe na região do
Rio Tapajós.........................................................................................................................
29
Figura 3. Destacam-se os afloramentos de rochas sedimentares carboníferas existentes
na porção sul da bacia........................................................................................................
31
Figura 4. Mapa Geológico esquemático do embasamento da Bacia do Amazonas..........
33
Figura 5. Carta cronoestratigráfica da Bacia do Amazonas..............................................
34
Figura 6. Perfil SW - NE, mostrando o preenchimento da Bacia do Amazonas……….. 35
Figura 7. Biozonas de conodontes para o Pensilvaniano da Bacia do Amazonas……… 40
Figura 8. Zoneamento bioestratigráfico com base em conodontes para o Pensilvaniano
da Bacia do Amazonas.......................................................................................................
42
Figura 9. Cronoestratigrafia de parte do Grupo Tapajós com base em foraminíferos......
43
Figura 10. Cronoestratigrafia de parte do Grupo Tapajós, com base em palinomorfos.. 44
Figura 11. Reformulação da carta cronoestratigráfica do Grupo Tapajós, Bacia do
Amazonas, com base em palinomorfos..............................................................................
45
Figura 12. Distribuição paleolatitudinal das rochas mais influenciadas pelo clima.........
56
Figura 13. Reconstituição paleogeográfica para o Carbonífero.......................................
58
Figura 14. Paleoclima no Carbonífero do mundo............................................................
59
Figura 15. A. Megaciclotema de Moore (1936); B. O ciclotema tipo Kansas, segundo
Keckel (1986).....................................................................................................................
62
Figura 16. Hierarquia estratigráfica para os ciclos do Dinatiano e Namuriano da
Inglaterra.............................................................. .............................................................
63
Figura 17. Divisão aloestratigráfica para o Pensilvaniano da Bacia do Amazonas..........
66
Figura 18. Correlação afloramento X poço dos ciclos de raseamento de longa duração
definidos por Matsuda (2002) com o Sintema I (Morrowano) de Silva (1996).................
70
Figura 19. Perfil de referência da seção estudada.............................................................
73
Figura 20. Classificação das plataformas carbonáticas, segundo Tucker & Wrigth
(1990).................................................................................................................................
77
Figura 21. Classificação das plataformas carbonáticas, segundo Handford & Loucks
(1993).................................................................................................................................
77
Figura 22. Modelo de fácies e cinturões carbonáticos......................................................
83
Figura 23. Ambientes diagenéticos em carbonatos......................................................... 84
Figura 24. Modelo de dolomitização.................................................................................
89
Figura 25. Modelo deposicional idealizado para o contexto de rampa carbonática e sua
subdivisão em distintos domínios ambientais. ..................................................................
92
12
Figura 26. Modelo deposicional idealizado para o contexto de rampa carbonática e
sua subdivisão em distintos subambientes.........................................................................
95
Figura 27. Coluna litológica da seção estudada mostrando os horizontes
predominantemente siliciclásticos......................................................................................
104
Figura 28. Coluna litológica da seção estudada. Fácies arenito estratificado (FAE).......
106
Figura 29. Coluna litológica da seção estudada. Fácies arenito com estratificação
sigmoidal e gretas de ressecamento (FAESG)...................................................................
107
Figura 30. Coluna litológica da seção estudada. Fácies arenito com estratificação
sigmoidal (FAES)...............................................................................................................
108
Figura 31. Coluna litológica da seção estudada. Fácies siliciclásticos com gretas de
ressecamento (FSGR).........................................................................................................
109
Figura 32. Coluna litológica da seção estudada. Fácies siliciclásticos laminados
(FSL)...................................................................................................................................
110
Figura 33. Coluna litológica da seção estudada. Fácies folhelho
(FF)....................................................................................................................................
111
Figura 34. Coluna litológica da seção estudada mostrando os horizontes
predominantemente dolomíticos........................................................................................
115
Figura 35. Coluna litológica da seção estudada. Fácies de dolomita no arenito
(FDA)................................................................................................................................
116
Figura 36. Coluna litológica da seção estudada. Fácies de dolomita recristalizada
(FDR)................................................................................................................................
117
Figura 37. Coluna litológica da seção estudada. Fácies de dolomita lamosa
(FDL)................................................................................................................................
118
Figura 38. Coluna litológica da seção estudada mostrando os horizontes
predominantemente carbonáticos.......................................................................................
122
Figura 39. Coluna litológica da seção estudada. Fácies calcário recristalizado e
mudstones...........................................................................................................................
123
Figura 40. Coluna litológica da seção estudada. Fácies wackestones.............................. 132
Figura 41. Coluna litológica da seção estudada. Fácies packstones.................................
139
Figura 42. Coluna litológica da seção estudada. Fácies grainstones................................
151
Figura 43. Coluna litológica da seção estudada. Fácies laminito microbial.....................
157
Figura 44. Distribuição lateral das fácies no perfil deposicional idealizado.
Associações de fácies.........................................................................................................
167
Figura 45. Modelo deposicional idealizado para a seção estudada...................................
170
Figura 46. Coluna litológica da seção estudada e ciclos raseantes de alta
freqüência...........................................................................................................................
176
Figura 47. Correlação dos ciclos de raseamento com os trabalhos de Matsuda (2002) e
Silva (1996)........................................................................................................................
183
Figura 48. Diagênese incipiente nos carbonatos...............................................................
206
Figura 49. Distribuição das tafofácies nos diferentes contextos ambientais existentes
13
no perfil deposicional idealizado........................................................................................
212
Figura 50. Perfil de referência da seção estudada. Horizontes onde foram coletados
invertebrados para as análises tafonômicas........................................................................
225
Figura 51. Invertebrados estudados...................................................................................
234
Figura 52. Modelo paleoecológico regional com a distribuição lateral dos parâmetros
ambientais responsáveis pela geração das feições tafonômicas nos invertebrados
marinhos da seção pensilvaniana aflorante na borda sul da Bacia do
Amazonas...........................................................................................................................
251
Figura 53. Modelo paleoecológico regional com a distribuição das associações
faunísticas através dos diferentes contextos ambientais existentes no perfil deposicional
idealizado para a seção pensilvaniana aflorante na borda sul da Bacia do
Amazonas...........................................................................................................................
253
Figura 54. Modelo paleoecológico regional com a distribuição e amplitude dos
principais processos tafonômicos considerados na geração das fácies tafonômicas
observadas através dos diferentes contextos ambientais existentes no perfil
deposicional idealizado......................................................................................................
255
Figura 55. Modelo paleoecológico regional esquemático com a distribuição
paleoambiental dos icnogêneros observados através dos diferentes contextos
ambientais existentes no perfil deposicional idealizado para a seção pensilvaniana
aflorante na borda sul da Bacia do Amazonas...................................................................
262
Figura 56. Coluna litológica da seção estudada. As tafofácies e sua correlação com os
ciclos raseantes de alta freqüência......................................................................................
274
Figura 57. Coluna litológica da seção estudada. Modelo de associação de tafofácies de
alta freqüência para os ciclos observados...........................................................................
278
Figura 58. Distribuição vertical dos intervalos isotópicos na seção estudada.................. 295
Figura 59. Coluna litológica da seção estudada. As curvas isotópicas e sua correlação
com as tafofácies e os ciclos raseantes de alta freqüência.................................................
298
14
LISTA DE FOTOS
Foto 1. Fácies dolomita lamosa....................................................................................... 119
Foto 2 Fotomicrografia da fácies dolomita lamosa.......................................................... 119
Foto 3. Fotomicrografia da fácies dolomita lamosa.........................................................
120
Foto 4. Fotomicrografia da fácies dolomita lamosa.........................................................
120
Foto 5. Fotomicrografia da fácies calcário recristalizado...............................................
124
Foto 6. Fotomicrografia da fácies calcário recristalizado...............................................
124
Foto 7. Fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita.................................
126
Foto 8. Fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita.................................
126
Foto 9. Fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita.................................
126
Foto 10. Fotomicrografia da fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita...........
127
Foto 11. Fotomicrografia da fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita...........
127
Foto 12. Fotomicrografia da fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita...........
127
Foto 13. Fotomicrografia da fácies mudstone bioclástico peloidal................................
128
Foto 14. Fotomicrografia da fácies mudstone bioclástico peloidal................................
128
Foto 15. Fotomicrografia da fácies mudstone bioclástico com terrígenos e ostracodes...............
130
Foto 16. Fotomicrografia da fácies mudstone bioclástico com terrígenos e ostracodes...............
130
Foto 17. Fotomicrografia da fácies wackestone bioclástico............................................
133
Foto 18. Fotomicrografia da fácies wackestone bioclástico............................................
133
Foto 19. Fotomicrografia da fácies wackestone bioclástico............................................
134
Foto 20. Fotomicrografia da fácies wackestone bioclástico............................................
134
Foto 21. Fotomicrografia da fácies wackestone bioclástico a briozoários......................
137
Foto 22. Fotomicrografia da fácies wackestone bioclástico a briozoários......................
137
Foto 23. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico...............................................
140
Foto 24. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico...............................................
140
Foto 25. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico...............................................
140
Foto 26. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico...............................................
141
Foto 27. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico...............................................
141
Foto 28. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico...............................................
142
15
Foto 29. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico...............................................
142
Foto 30. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico a equinodermas....................
145
Foto 31. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico a equinodermas....................
145
Foto 32. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico a braquiópodes.....................
146
Foto 33. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico a braquiópodes.....................
146
Foto 34. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico a pelóides..............................
147
Foto 35. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico a pelóides..............................
147
Foto 36. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico a pelóides..............................
147
Foto 37. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico a foraminíferos.....................
148
Foto 38. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico a foraminíferos.....................
148
Foto 39. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico a ostracodes..........................
149
Foto 40. Fotomicrografia da fácies packstone bioclástico a ostracodes..........................
149
Foto 41. Fotomicrografia da fácies grainstone peloidal a foraminíferos.......................
152
Foto 42. Fotomicrografia da fácies grainstone peloidal a foraminíferos.......................
152
Foto 43. Fotomicrografia da fácies grainstone bioclástico..............................................
153
Foto 44. Fotomicrografia da fácies grainstone bioclástico..............................................
153
Foto 45. Fotomicrografia da fácies grainstone oolítico...................................................
156
Foto 46. Fotomicrografia da fácies grainstone oolítico...................................................
156
Foto 47. Feições diagenéticas. Micritização....................................................................
160
Foto 48. Feições diagenéticas. Silicificação.....................................................................
160
Foto 49. Feições diagenéticas. Compactação..................................................................
161
Foto 50. Feições diagenéticas. Filmes de dissolução......................................................
161
Foto 51. Feições diagenéticas. Estilolitos........................................................................
162
Foto 52. Feições diagenéticas. Dissolução.......................................................................
162
Foto 53. Tafofácies II. Fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita................
217
Foto 54. Tafofácies II. Fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita................
217
16
LISTA DE QUADROS
Quadro 1. Hierarquização dos ciclos sedimentares proposta por Silva (1996) para o
Pensilvaniano da Bacia do Amazonas...........................................................................................
67
Quadro 2. Atributos descritivos e interpretativos utilizados na diferenciação e classificação
das microfácies............................................................................................................................
99
Quadro 3. Sucessão cronológica de eventos diagenéticos, reconhecidos nos carbonatos e
evaporitos da Seqüência Carbonífera/Permiana............................................................................
158
Quadro 4. Tipos esqueletais e composição mineralógica dos táxons fósseis marinhos
representativos do Paleozóico.......................................................................................................
193
Quadro 5. Estabilidade química relativa de diferentes composições esqueletais e os fatores
reguladores das taxas de dissolução.............................................................................................
199
Quadro 6. Principais tipos de preservação apresentados pelas partes duras dos
organismos.....................................................................................................................................
201
17
LISTA DE TABELAS
Tabela 1. Relação das amostras coletadas nas seções do Rio Tapajós, pedreiras I, II e
III e testemunho de sondagem B#14 e respectivas descrições petrográficas...................
185
Tabela 2. Índices tafonômicos utilizados nas assembléias de invertebrados
analisados.........................................................................................................................
210
Tabela 3. Invertebrados coletados em distintos horizontes nas pedreiras I e II............... 232
LISTA DE ANEXOS
Anexo 1. Camada secundária da carapaça de um braquiópode da espécie
Rhipidomella peniana. Gráfico com os picos dos principais elementos
químicos presentes na amostra e tabela com os valores correspondentes.
Amostra P1 C22/23.……………………………………………………….......
335
Anexo 2.a. Análise de Difração de raios x em amostra de rocha total, com os
picos dos principais elementos químicos presentes. Amostra P1. 840
C16........................................................................................................................
336
Anexo 2.b. Análise de Difração de raios x em amostra de rocha total, com os
picos dos principais elementos químicos presentes. Amostra P3
C17.………………………………………………………………………….
337
Anexo 3.a. Resultados das análises de fluorescência de raios x realizadas nas
amostras de rocha total da Região do Tapajós, Bacia do Amazonas....................
338
Anexo 3.b. Resultados das análises de Fluorescência de raios x pelo método
semi-quantitativo* realizadas nas amostras de braquiópodes da Região do
Tapajós, Bacia do Amazonas. (* Metodologia alternativa para amostras com
escassa quantidade de material disponível para preparação, onde os resultados
obtidos são melhor adequados à avaliação qualitativa das
amostras)...............................................................................................................
340
Anexo 4. Fluxograma com a metodologia de preparação das amostras para
análises isotópicas de d
18
O e
d
13
C.......................................................................................................................
341
Anexo 5. Relação das amostras analisadas isotopicamente e resultados obtidos.
As células em verde referem-se a amostras obtidas para este estudo, as demais
correspondem aos dados compilados. (RT = rocha total, RC = rocha
circundante)...........................................................................................................
342
18
RESUMO
Este trabalho foi baseado na aplicação de diferentes ferramentas de análise
paleoecológica e estratigráfica, visando o entendimento do ambiente deposicional que foi
cenário de deposição das rochas sedimentares do Eomesopensilvaniano da Bacia do
Amazonas. Neste período, uma plataforma carbonática intracratônica do tipo rampa se
estabeleceu sobre os sedimentos de origem eólica da Formação Monte Alegre, possibilitando
a deposição de espessos depósitos de contexto ambiental marinho raso, hoje representados
pelas rochas carbonáticas/evaporíticas da Formação Itaituba, aflorantes na plataforma sul da
bacia.
Através do estudo de Petrografia e fácies foram caracterizados os contextos
ambientais envolvidos na gênese dos depósitos estudados e definido o modelo de ambiente
deposicional melhor adequado as variações faciológicas verticais observadas. Da mesma
forma, foram identificados os principais eventos diagenéticos, estabelecida sua relação com
superfícies de interesse no entendimento da organização estratigráfica da seção e
identificados 7 ciclos raseantes para o topo de alta freqüência.
A Estratigrafia isotópica com base em isótopos estáveis de carbono e
oxigênio foi aplicada como ferramenta complementar de análise e forneceu elementos que se
aplicaram a correlação com as mudanças na concentração da água marinha decorrentes,
principalmente, de variações climáticas de alta freqüência, seja pela diluição da salmoura em
função do estabelecimento de condições marinhas abertas, seja pela influência da diagênese
meteórica e dolomitização na plataforma exposta em fases de nível relativo de mar baixo e
na identificação de superfícies de maior interesse estratigráfico, como superfícies
transgressivas e de máximo raseamento. Desta forma, os registros isotópicos da seção
analisada foram divididos em 5 intervalos aproximadamente correspondentes aos ciclos
raseantes de alta freqüência observados.
A Tafonomia dos invertebrados consistiu no objetivo principal deste
trabalho e o conjunto de informações obtido através das análises tafonômicas foi aplicado no
entendimento das condições paleoecológicas para os contextos ambientais idealizados e na
correlação das fácies tafonômicas com as superfícies de importância estratigráfica
identificadas nos ciclos de raseamento, tomando como base os conceitos definidos na
Estratigrafia de Seqüências deposicionais. Assim foram definidas seis tafofácies tipo para o
contexto de plataforma carbonática intracratônica estudado, reunindo informações acerca da
composição faunística, faciologia e do grau de preservação dos elementos bioclásticos. A
partir das tafofácies tipo definidas foram desenvolvidos modelos paleoecológicos regionais,
expressos sob a forma de bloco-diagramas, caracterizando a distribuição dos parâmetros
19
ambientais, a composição das associações faunísticas e a distribuição e amplitude dos
processos tafonômicos atuantes na geração da assinatura tafonômica dos elementos
bioclásticos através dos contextos ambientais pertinentes ao ambiente deposicional estudado.
A partir da integração dos dados obtidos pelas ferramentas faciológicas,
tafonômicas e isotópicas utilizadas, foi definido o modelo de associação de tafofácies de alta
freqüência apresentado para a seção do Eomesopensilvaniano aflorante na borda sul da
Bacia do Amazonas e composto por cinco associações de tafofácies: A associação de
tafofácies de ravinamento que apresenta correlação com os deslocamentos negativos da
curva de d
18
O, caracterizando a diluição da salmoura, decorrente da inundação marinha;
associação de tafofácies transgressiva representada por assinaturas de d
18
O homogêneas,
dentro da média ou gradualmente mais negativas e tendências positivas do d
13
C, associadas
ao estabelecimento de condições marinhas abertas; associação de tafofácies de máximo
afogamento; associação de tafofácies de mar alto, composta por horizontes carbonáticos
gradativamente mais proximais, evidenciando a queda relativa do nível do mar e associação
de tafofácies de mar baixo, que caracteriza deposição em contextos ambientais restritos,
apresentando assinaturas isotópicas de d
18
O e d
13
C negativas, refletindo a influência da
diagênese meteórica ou assinatura da curva de d
13
C negativa e da curva de d
18
O com
deslocamentos positivos, refletindo condições ambientais de restrição e hipersalinidade.
As tafofácies tipo, os modelos paleoecológicos regionais, e o modelo de
associação de tafofácies de alta freqüência apresentados dizem respeito as particularidades
do ambiente de deposição das rochas da seção estudada e se mostram exclusivos na
caracterização deste cenário de bacia intracratônica influenciado pelas variações climáticas
de alta freqüência, uma vez que as peculiaridades observadas nas associações de litofácies,
biofácies, tafofácies e assinaturas isotópicas refletem as condições deposicionais pertinentes
ao contexto regional estudado, diferindo dos elementos observados nos depósitos
contemporâneos de contextos intracratônicos análogos, em diferentes bacias sedimentares no
mundo. Assim, a tafonomia dos invertebrados, suportada pela análise das fácies
sedimentares e dos isótopos estáveis, atende as finalidades preconizadas no presente
trabalho, expondo seu potencial enquanto ferramenta de análise estratigráfica e
paleocológica na seção eomesopensilvaniana aflorante da plataforma sul da Bacia do
Amazonas.
20
ABSTRACT
This study was based on the application of different paleocologic and
stratigraphic tools in order to better understand the deposicional environment which
corresponds to the depositional set of sedimentary rocks from the Early-Middle
Pennsylvanian of the Amazonas Basin. During this time, an intracratonic carbonatic platform
developed overlaying the eolian sediments from Monte Alegre Formation, favoring the
deposition of thick shallow marine deposits, represented by the carbonatic/evaporitic rocks
from the Itaituba Formation, which outcrops in the southern border of the basin.
Based on Petrographic studies and the vertical faciologic variations
observed, the environmental contexts evolved on the genesis of the studied deposits were
characterized and defined a depositional environmental model. In addition, the main
diagenetic events were identified and correlated with the surfaces of interest on the
understanding of the stratigraphic organization of the studied section and 7 high frequency
shallowing upward cycles were identified.
The Isotopic Stratigraphy based on stable isotopes of carbon and oxygen
was applied as a complementary analytical tool, contributing with data useful on the
correlation of the variations in the marine water concentration, in consequence of high
frequency climatic changes, as a function of the dilution of the marine water due to the
establishment of open marine conditions or as a consequence of the meteoric diagenesis and
dolomitization on the exposed platform during relative low sea level episodes and useful in
the identification of important stratigraphic surfaces, such as transgressive and maximum
shallowing surfaces. Thus, the isotopic records of the studied section were divided in 5
intervals equivalents to the high frequency shallowing upward cycles observed.
The Invertebrates Taphonomy consisted in the main objective of this work
and the data set obtained by taphonomic analyses was applied on the understanding of the
paleoecological conditions for the idealized environmental contexts and on the correlation of
the taphonomic facies with important stratigraphic surfaces identified in the shallowing
upward cycles, based in the conceptual framework of the Sequence Stratigraphy. Hence 6
taphofacies were defined for the intracratonic carbonatic platform context studied,
summarizing information regarding to the faunistic compositions, faciology and the
preservation of bioclastic elements. Based on the defined taphofacies, regional
peloecological models were developed and shown as block-diagrams characterizing the
environmental parameters distribution, the faunistic association compositions and the
amplitude and distribution of the taphonomic processes responsible for the generation of
21
taphonomic signatures of the bioclastic elements across the environmental contexts
belonging to the depositional environment studied.
Based on the faciologic, taphonomic and isotopic data integration, a high
frequency taphofacies association model was defined for the Early-Middle Pennsylvanian
section outcropped in the southern border of the Amazonas Basin, consisting in 5 taphofacies
associations: ravinment taphofacies association, which correlates with the negative shifts of
the d
18
O curve, due to the dilution of the marine water, as a function of the marine
inundation; transgressive taphofacies association, characterized by homogeneous d
18
O
signatures, in the media or gradually negative, which correlates with the establishment of
open marine conditions; maximum flooding taphofacies association; high sea level
taphofacies association, composed by gradually proximal carbonatic horizons, evidencing
the relative sea level fall and the low sea level taphofacies association, which characterizes
the deposition in restrict environmental contexts, showing negative d
18
O and d
13
C isotopic
signatures, due to the meteoric diagenesis overprint or negative d
13
C curve signature and
positive shifts in the d
18
O curve, reflecting environmental conditions of restriction and
hipersalinity.
The type taphofacies, regional paleoecological models and the high
frequency taphofacies association model here presented are related to the particularities of
the depositional environment of the studied rocks and are exclusive on the characterization
of this intracratonic basin set influenced by high frequency climatic variations. It is because
the peculiarities observed in the litofacies, biofacies and taphofacies associations reflect the
depositional conditions prevailing in the regional context studied, different from those
elements observed in contemporaneous deposits of analogous intracratonic sedimentary
basins around the world. Furthermore, the invertebrate’s taphonomy, correlated with
sedimentary facies and stable isotopic analyses supports the purposes of this work, showing
its potential as a stratigraphic and paleoecologic tool for the Early-Middle Pennsylvanian
section outcropped in the southern border of the Amazonas Basin.
22
CAPÍTULO 1
Objetivo e Contextualização da área em estudo
23
Capítulo 1. Objetivo e Contextualização da área em estudo
1.1. Objetivo
Este trabalho teve como objetivo o estudo tafonômico da fauna de
invertebrados na seção carbonática aflorante da Formação Itaituba e a verificação
de sua aplicabilidade como ferramenta de análise estratigráfica e paleoecológica.
Considerando o caráter preditivo que pode ser assumido pelas fácies
tafonômicas dentro de seqüências sedimentares e, partindo de uma análise
tafonomicamente orientada, pretendeu-se obter a resolução de duas questões
fundamentais:
1. Testar a aplicabilidade das fácies tafonômicas como ferramenta de
interpretação estratigráfica e paleoecológica nos carbonatos aflorantes da Formação
Itaituba;
2. Compreender melhor os processos deposicionais dominantes na
formação destes depósitos e, por conseguinte, os limites cronoestratigráficos
relacionados à seção.
1.3. Benefícios Esperados
Nesta tese, o estudo das fácies tafonômicas em assembléias de
invertebrados fósseis foi aplicado na complementação da análise tradicional das lito e
biofácies, uma vez que a sua aplicação enquanto ferramenta de análise
paleoecológica auxilia na caracterização da estrutura das comunidades bentônicas e
na reconstrução de paleoambientes, enquanto sua aplicação estratigráfica possibilita
a interpretação dos fenômenos estratigráficos e o estabelecimento de correlações e
extrapolações laterais, importantes para o entendimento da organização estratigráfica
na escala de bacia sedimentar.
Além do avanço nos conhecimentos estabelecidos para o
Pensilvaniano da Bacia do Amazonas, a ser alcançado através da aplicação direta da
tafonomia dos invertebrados nos depósitos da Formação Itaituba, espera-se, através
da utilização desta ferramenta, estabelecer uma integração entre os dados
sedimentológicos, paleontológicos, estratigráficos e geoquímicos na geração de
24
informações que auxiliem na compreensão dos processos deposicionais dominantes
na formação dos depósitos estudados. Desta forma, além da contribuição no
estabelecimento dos limites cronoestratigráficos relacionados à seção estudada, a
integração destas ferramentas poderá auxiliar na identificação e correlação lateral de
horizontes estratigráficos potencialmente úteis na exploração de bens minerais, água
e hidrocarbonetos.
1.3. Considerações iniciais
Ao longo da última década, o conhecimento sobre as bacias
paleozóicas brasileiras foi ampliado consideravelmente através da aquisição de dados
geológicos inéditos nas áreas da tectônica, estrutural, estratigrafia e modelagem de
bacias. Nesse contexto, destaca-se a Bacia do Amazonas (Carbonífero - Permiano)
como objeto de estudo bioestratigráfico com os trabalhos de: Nascimento et al.,
(2005), Playford & Dino (2000), Scomazzon (1999, 2004), Scomazzon et al.,
(submetido), Scomazzon et al., (no prelo), Altiner & Savini (1991, 1995); na
estratigrafia: Silva (1996), Costa (1998), Matsuda (2002) e na modelagem de bacias:
Coutinho & Gonzaga (1994), Gonzaga et al. (2000). O Grupo Tapajós é a unidade
litoestratigráfica que correspondente ao intervalo permocarbonífero. Suas formações
representam um ciclo de 2ª ordem, com deposição controlada pela tectônica e
variáveis climáticas, apresentando uma evidente tendência de continentalização e
aridez para o topo da seção.
Merece destaque a complexidade litológica de cada formação, que
apesar de apresentarem características litológicas distintas em uma escala de maior
ordem, analisadas em detalhe, revelam compreender os mesmos constituintes
litológicos, variando apenas suas proporções. Em conseqüência, quando são focadas
as definições dos limites cronoestratigráficos entre as formações, constata-se que os
critérios para seu estabelecimento não são consistentes em toda a bacia, sendo
válidos principalmente para a região central da bacia.
Desta forma, é através da aplicação de diferentes ferramentas de
análise, que se busca compreender melhor os processos deposicionais dominantes na
formação destes depósitos e, por conseguinte, auxiliar no estabelecimento dos limites
cronoestratigráficos relacionados à seção estudada. O intervalo estudado compreende
parte do Carbonífero Superior (Pensilvaniano inferior a médio) e seus depósitos são
25
relacionados litoestratigraficamente à Formação Itaituba. Esta, é composta
predominantemente por carbonatos marinhos e evaporitos de planície de maré,
incluindo delgados intervalos siliciclásticos. O enfoque principal foi o estudo das
assembléias de invertebrados fósseis desta formação, na região aflorante, na borda
sul da Bacia do Amazonas.
Pretendeu-se analisar os atributos preservacionais das assembléias
fósseis, definir seu agrupamento em fácies tafonômicas e testar sua aplicação
enquanto ferramenta de análise estratigráfica e paleoecológica no Pensilvaniano da
Bacia do Amazonas e analisar e interpretar as microfácies carbonáticas e as razões
δ
13
C e δ
18
O dos braquiópodes e carbonatos presentes nos estratos da Formação
Itaituba. Assim, a partir da integração dos dados obtidos, busca-se o refinamento do
arcabouço faciológico da seção em estudo, o estabelecimento de relações sobre os
processos modeladores da sedimentação carbonática e siliciclástica nesta porção da
bacia, e um melhor entendimento das condições paleoecológicas que ocorreram
durante o Pensilvaniano. A escolha dessas metodologias fundamenta-se no seu
ineditismo para a área de estudo e na possibilidade de integração entre as ferramentas
sedimentológicas, paleontológicas, estratigráficas e geoquímicas na geração de dados
consistentes e adequados à resolução dos objetivos propostos, constituindo um real
avanço no conhecimento estabelecido para o intervalo pensilvaniano na Bacia do
Amazonas.
Para tanto, foram aplicadas diferentes ferramentas analíticas e
interpretativas:
1. Estudos litológicos e petrográficos, objetivando a identificação das fácies
e das sucessões faciológicas verticais, o refinamento do perfil litológico, a
identificação de produtos da diagênese e a identificação dos processos atuantes na
sua formação. Ainda, na tentativa de modelamento dos ambientes deposicionais onde
estes depósitos foram formados e na identificação de padrões cíclicos nos processos
de deposição;
2. Análise do conteúdo fossilífero e definição de fácies tafonômicas,
objetivando a interpretação do ambiente e processos deposicionais atuantes na sua
formação e a caracterização daquelas fácies cujo conjunto de feições permitem o
estabelecimento de correlações estratigráficas;
26
3. Análises de Microscopia Eletrônica de Varredura, objetivando adquirir
informações a respeito da composição química dos braquiópodes e rochas
carbonáticas da Formação Itaituba, bem como de imagens retroespalhadas
(backscatering images), visando a seleção de braquiópodes e amostras de rocha
carbonática sem alterações diagenéticas e outras evidências de alterações, para o
emprego no estudo isotópico;
4. Aquisição de dados de difração de raios x nos braquiópodes e carbonatos,
visando o controle qualitativo e a seleção das amostras adequadas ao estudo de
isótopos.
5. Análises das razões d
18
O e d
13
C em braquiópodes e em rochas
carbonáticas, para compreender a influência dos processos climáticos e de circulação
de águas oceânicas atuantes na época;
Para o adequado emprego destas ferramentas, foram aplicadas
distintas metodologias de análise, descritas no capítulo 2. Os dados obtidos através
destas ferramentas compreendem o arcabouço analítico no qual este trabalho se
sustenta, assim sendo, os dados e interpretações obtidas serão detalhados nos
capítulos que seguem:
No capítulo 1 têm-se, ainda, a contextualização da área de estudo,
através de uma síntese sobre a evolução geológica da Bacia do Amazonas, seu
arcabouço estratigráfico e considerações sobre a idade do Grupo Tapajós.
O capítulo 2 descreve as metodologias empregadas desde a coleta,
seleção e preparação das amostras e aquelas aplicadas nos estudos de isótopos.
O capítulo 3 traz considerações a respeito da paleobiogeografia do
Gondwana no Carbonífero da Bacia do Amazonas e da ciclicidade durante o
Pensilvaniano e sua correlação com a Bacia do Amazonas.
O capítulo 4 trata da modelagem do contexto deposicional estudado e
da identificação de eventos diagenéticos através das descrições petrográficas e
faciológicas.
No capítulo 5 são abordados aspectos da análise tafonômica e da
definição de fácies tafonômicas em assembléias fósseis de invertebrados marinhos,
incluindo sua aplicação, enquanto ferramenta de análise paleoecológica, na área
estudada. Também, apresenta uma síntese dos conceitos envolvidos no estudo da
Estratigrafia de Seqüências e sua aplicação em sistemas carbonáticos, enfatizando as
27
rampas carbonáticas, incluindo a aplicação estratigráfica das fácies tafonômicas no
contexto de estudo.
O capítulo 6 apresenta uma abordagem sintética sobre o estado atual
do conhecimento dos isótopos estáveis de Carbono e Oxigênio e das razões δ
13
C e
δ
18
O, sua relação com o clima, a eustasia e a diagênese, incluindo sua aplicação na
seção estudada.
No capítulo 7 são apresentadas as conclusões, recomendações e
sugestões aos trabalhos futuros.
No final do volume estão a listagem de referências bibliográficas
utilizadas e os anexos.
28
1.4. Contextualização da área em estudo – Seção aflorante ao sul da Bacia do
Amazonas
1.4.1. Localização da área estudada
A área estudada localiza-se na região norte do Brasil, Estado do Pará,
abrangendo parte da seção carbonífera aflorante na Plataforma Sul da Bacia do
Amazonas (Fig. 1). Os pontos de descrição e coleta de invertebrados marinhos e
rochas sedimentares correspondem a afloramentos localizados às margens do Rio
Tapajós e a três pedreiras de calcário (aqui denominadas Pedreiras I, II e III)
exploradas pela indústria de cimento CAIMA – Companhia Agro-industrial Monte
Alegre – localizada a 30 quilômetros da cidade de Itaituba (Figs. 2 e 2.1).
Figura 1. Mapa de localização da Bacia do Amazonas. Na ampliação destacam-se
em azul os afloramentos de rochas sedimentares carboníferas existentes nesta bacia.
Modificado de Scomazzon (2004).
29
Figura 2. Mapa Geológico da Bacia do Amazonas mostrando a Plataforma Norte, a
Calha Central e a Plataforma Sul, onde se encontra a área estudada.
Modificado de Eiras et al. (1998).
Figura 2.1. Mapa Geológico de parte da Bacia do Amazonas, com detalhe na região
do Rio Tapajós. Os Pontos 1, 2, 3 e TAP correspondem aos afloramentos estudados.
Modificado de Eiras et al. (1998).
30
Esta sucessão sedimentar compreende parte do Carbonífero Superior
(Pensilvaniano inferior a médio) e seus depósitos são relacionados
litoestratigraficamente à porção inferior da Formação Itaituba. Esta é composta
predominantemente por carbonatos marinhos e evaporitos de planície de maré,
incluindo delgados intervalos siliciclásticos (Fig. 3). Na sua porção basal ocorrem
arenitos flúvio-deltáicos, que correspondem aos afloramentos à beira do Rio Tapajós
e localizam-se estratigraficamente no limite entre as formações Monte Alegre e
Itaituba (Matsuda, 2002) (Fig. 3A e 3A1). As pedreiras de calcário correspondem à
porção mais jovem desta sucessão sendo posicionadas, através dos microfósseis
conodontes, no andar Atokano (Nascimento et al, 2005; Scomazzon et al.
submetido), e cuja sedimentação, principalmente carbonática, reflete o predomínio
de condições deposicionais marinhas durante sua formação (Fig. 3B, 3C e 3D).
1.4.2. Geologia da Bacia do Amazonas
A Bacia do Amazonas, conforme Silva (1996), localiza-se no cráton sul-
americano e abrange uma área de aproximadamente 600.000 km
2
. Tem como limites
o Escudo das Guianas ao Norte, o Escudo Brasileiro ao Sul, o Arco de Purus a Oeste,
que a separa da Bacia do Solimões e o Arco de Gurupá a Leste, que a separa da
Bacia do Marajó (Fig.1).
É uma bacia do tipo intracratônica, preenchida com rochas de origem
sedimentar e subvulcânica, que datam deste o Ordoviciano ao Terciário, totalizando
aproximadamente 6.000 m de espessura. Deste total, a sedimentação carbonífera-
permiana contribui com mais da metade dos depósitos sedimentares da bacia.
As feições morfo-estruturais mais importantes da bacia correspondem a
uma calha central mais subsidente, que ocupa a região mais profunda, no centro da
bacia e duas áreas de plataforma, as plataformas norte e sul, que são limitadas por
zonas de falhas normais (Eiras et al., 1998) (Fig. 2). A zona de afloramentos das
rochas paleozóicas é mais larga e extensa na plataforma norte do que na plataforma
sul da bacia, refletindo um maior basculamento para o sul durante a tectônica do
Terciário. Na plataforma norte encontram-se as mais extensas exposições da seção
pensilvaniana, porém, na plataforma sul, principalmente nas adjacências da cidade de
Itaituba e ao longo do Rio Tapajós, estão localizados os afloramentos mais acessíveis
e, conseqüentemente, mais estudados até o momento (Fig. 2.1).
31
Figura 3. Destacam-se os afloramentos de rochas sedimentares carboníferas
existentes na porção sul da bacia. A. Afloramento a margem do Rio Tapajós, A1.
Limite entre as formações Monte Alegre e Itaituba; B. Pedreira I, C. Pedreira II e D.
Pedreira III.
32
A história geológica da Bacia do Amazonas teve início com a
formação do supercontinente Gondwana, no final do Pré-Cambriano, através da
movimentação e colisão das placas tectônicas compostas pelas atuais placas da
América do Sul, África, Madagascar, Índia, Antártica e Austrália (Scotese &
Mckerrow, 1990). Durante o Proterozóico superior e o início do Fanerozóico, o
Gondwana sofreu diversos tectonismos concomitantes a eventos vulcânicos,
magmáticos e metamórficos, os quais deram início a uma subsidência tectônica onde
se encontrava o cráton Amazônico. Este evento de subsidência gerou o proto-
rifteamento da Bacia do Amazonas, o qual é atualmente registrado pela sucessão
sedimentar aluvial, fluvial e lacustre do Grupo Purus, de idade Neoproterozóica, que
corresponde aos primeiros registros de rochas sedimentares da bacia (Milani &
Zalán, 1998).
Durante o Cambriano-Ordoviciano (500-450 Ma), com o fim dos
esforços tectônicos e o resfriamento das massas plutônicas, teve início a subsidência
térmica regional e o desenvolvimento da sinéclise intracontinental da Bacia do
Amazonas (Montalvão & Bezerra, 1980) com sedimentação em onlap a partir do
Ordoviciano superior (Cunha et al., 1994).
Até a década de 80 esta bacia era conhecida como Bacia do Alto,
Médio e Baixo Amazonas (Fig. 4), porém, com o desenvolvimento das pesquisas
relativas a evolução tectônica e sedimentar de sua área de abrangência, foi observado
que a Bacia do Alto Amazonas registra uma história geológica distinta da área
denominada como Médio e Baixo Amazonas. Assim, a Bacia do Alto Amazonas
hoje é denominada Bacia do Solimões e a região do Médio e Baixo Amazonas, que
compartilha uma história geológica semelhante, é denominada Bacia do Amazonas
(Cordani et al., 1984).
O substrato da Bacia do Amazonas (Fig. 4) é constituído por rochas
metamórficas meta-vulcânicas e metassedimentares da Província Maroni-Itacaiúnas
(Faixa móvel no Proterozóico inferior) e pela Província Amazônica Central (área
cratônica), composta por rochas graníticas e seqüências vulcano-sedimentares
relacionadas ao Proterozóico inferior (Cordani et al.,1984).
33
Figura 4. Mapa Geológico esquemático do embasamento da Bacia do Amazonas. A
Bacia do Alto Amazonas é hoje denominada Bacia do Solimões e as Bacias do
Médio e Baixo Amazonas correspondem atualmente a Bacia do Amazonas.
Modificado de Cordani et al.(1984).
O registro sedimentar do Fanerozóico da Bacia do Amazonas é
composto por quatro seqüências principais (Fig. 5): seqüência Ordoviciana-
Devoniana, relacionada ao Grupo Trombetas; seqüência Devoniana-Carbonífera, que
compreende os Grupos Urupadi e Curuá; seqüência Carbonífera-Permiana,
pertencente ao Grupo Tapajós (contexto de estudo neste trabalho), com
sedimentação continental na base, seguida por carbonatos e evaporitos e finalizando
com red beds no topo e a seqüência Cretácea-Terciária, marcada pelo Grupo Javari
(Cunha et al., 1994).
34
Figura 5. Carta cronoestratigráfica da Bacia do Amazonas.
Modificado de Cunha et al. (1994).
35
A sedimentação do Paleozóico reflete os eventos tectono-magmáticos
ocorrentes na bacia durante essa era (Fig. 6), os quais provocaram movimentações
epirogenéticas intraplaca, resultando na formação de arcos e discordâncias regionais
(eg. Arco de Purus, Arco de Gurupá), além de controlarem as ingressões marinhas
que influenciaram os ambientes deposicionais (Cunha et al., 1994).
Figura 6. Perfil SW - NE, mostrando o preenchimento da Bacia do Amazonas.
Modificado de Wanderley Filho (1991).
1.4.3. Estratigrafia e Sedimentação durante o Carbonífero da Bacia do Amazonas
As primeiras rochas sedimentares paleozóicas são representadas pelo
Grupo Trombetas, do Eo-ordoviciano, cuja deposição ocorreu em alternância entre
sedimentos glaciais e marinhos, com ingressões de leste para oeste, posicionando-se
em onlap sobre o Arco de Purus, o qual impedia a conexão com a Bacia do
Solimões. Já no limite leste da Bacia do Amazonas, a sedimentação ultrapassou o
Arco de Gurupá, conectando-o com as bacias do noroeste africano (Cunha et al.,
1994).
No Devoniano, após a discordância relacionada à Orogenia
Caledoniana, ocorreu um novo ciclo transgressivo-regressivo com sedimentação
marinha e novas incursões glaciais, também sem conexão com a Bacia do Solimões.
36
No final desse ciclo, em função da Orogenia Eo-Herciniana, houve um recuo do mar
e, em conseqüência disso, a bacia sofreu um extenso processo erosivo (Cunha et al.,
1994).
Após o término da Orogenia Eo-Herciniana registrou-se um novo
ciclo entre o Neocarbonífero (Pensilvaniano) e o Permiano, associado a mudanças
climáticas significativas, de frio para quente e árido. Esse ciclo corresponde às
rochas do Grupo Tapajós (Fig. 5) e suas formações: Monte Alegre, com arenitos
eólicos e de wadis (rios de deserto), intercalados por siltitos e folhelhos de interdunas
e lagos; Itaituba, com carbonatos de inframaré (alvo de estudo deste trabalho, veja
comentários a seguir) e Nova Olinda, com evaporitos de planície de sabkha,
depositados durante o final do Carbonífero. O Permiano é marcado pela Formação
Andirá, que registra o final deste ciclo e é caracterizada por uma sedimentação
continental, com siltitos, arenitos e folhelhos avermelhados, provavelmente afetada
pela Orogenia Tardi-Herciniana (Cunha et al., 1994).
As rochas do Grupo Tapajós vem sendo analisadas no contexto
litoestratigráfico, bioestratigráfico e cronoestratigráfico. Estes estudos, desenvolvidos
através da integração e correlação de dados obtidos de testemunhos de sondagem e
sessões aflorantes, além de posicionar cronoestratigraficamente os depósitos em
questão, permitiram o mapeamento de um complexo registro litológico e a
construção do arcabouço estratigráfico para o Pensilvaniano da Bacia do Amazonas.
Dentre os pacotes sedimentares que compõem o Grupo Tapajós, os estratos da
Formação Itaituba foram os mais estudados até o momento, já que estes são
acessíveis através da seção pensilvaniana aflorante na plataforma sul da bacia e
caracterizam-se pela excelente qualidade de material sedimentar e abundante
conteúdo fóssil, com uma rica fauna de invertebrados marinhos e menos diversos
vertebrados, representados por assembléias de conodontes, dentes e escamas de
peixes.
37
1.4.4. Grupo Tapajós – Divisão litoestratigráfica
Formação Monte Alegre
Freydank (1957 apud Caputo, 1984) foi o primeiro a utilizar
informalmente o nome Formação Monte Alegre. Esta aflora na região sul da bacia
em um local chamado Maloquinha, a 5 km a sudoeste da Cidade de Itaituba. A região
aflorante tem aproximadamente 5 m de altura e se estende por 1 km ao longo do leito
do Rio Tapajós. Em subsuperfície tem espessura máxima conhecida de 140 m,
depositada como não conformidade sobre as unidades siliciclásticas do
Mississipiano.
Seus depósitos são caracterizados por uma extensa seqüência de
arenitos fluviais e eólicos, intercalados com siltitos e folhelhos de inter dunas e lagos,
e carbonatos em direção ao topo da seção, os quais vem sendo considerados como
marcadores das primeiras ingressões marinhas no Pensilvaniano da Bacia do
Amazonas.
Caputo (1984) registra que esta formação é gradativamente recoberta
pela Formação Itaituba, mostrando uma relação de transição entre as duas formações.
Este autor defende que o limite entre as duas formações é dado na base de uma
camada de anidrita contínua e possível de ser rastreada por toda bacia. Contudo,
Cunha et al. (1994) definem o topo da Formação Monte Alegre como o último
pacote significativo de arenito anterior aos extensos pacotes carbonáticos da
Formação Itaituba. Neste pacote, um horizonte conglomerático corresponde à
discordância que limita superiormente a Formação Monte Alegre com a Formação
Itaituba (Cunha et al., 1994).
Formação Itaituba
De acordo com Caputo (1984), Hartt (1874) foi o primeiro a propor o
nome Série Itaituba para definir as rochas carboníferas ao longo dos rios Tapajós e
Cupari, na plataforma sul da Bacia do Amazonas.
A Formação Itaituba varia em espessura, entre 110 m na região
aflorante da plataforma sul e 420 m na porção central da bacia, nos poços perfurados.
Esta formação marca o estabelecimento de amplas condições marinhas durante este
intervalo. É constituída por intercalações de carbonatos e evaporitos, com folhelhos,
38
siltitos e arenitos que representam depósitos transgressivo - regressivos de moderada
energia em ambiente marinho raso de infra e intermaré (Silva, 1996).
Os estratos da Formação Itaituba são os depósitos mais ricos em
fósseis marinhos da Bacia do Amazonas, com uma afinidade com as faunas da
América do Norte, principalmente na região do Midcontinent, Apalaches e Illinois.
Dentre os fósseis já encontrados nesta formação estão conodontes, foraminíferos,
corais, briozoários, crinóides, trilobitas, ostracodes, gastrópodes, braquiópodes,
bivalvos, escolecodontes e fragmentos de peixe. Os folhelhos e siltitos por vezes
contêm crustáceos e plantas, indicativos de depósitos salobros e de água doce (Silva,
1996).
O limite superior da Formação Itaituba é gradacional com a Formação
Nova Olinda que a recobre. Playford & Dino (2000) sugerem que o limite entre estas
duas formações está em uma camada de areia de 25 a 35 m de espessura que recobre
camadas de anidrita ou calcário da Formação Itaituba.
Formação Nova Olinda
A Formação Nova Olinda é mais conhecida através de perfurações de
poços em subsuperfície e é a unidade mais espessa do Grupo Tapajós, com mais de
1200 m de espessura. Esta formação consiste de evaporitos (principalmente halita,
anidrita e gipsita, sais de potássio, carnalita e silvinita) e carbonatos intercalados com
folhelhos cinza e marrom e siltitos de planície de sabkha. O limite entre esta
formação e a Formação Itaituba é baseado em critérios de subsuperfície na região
central da bacia, onde ocorrem os espessos depósitos arenosos da Formação Nova
Olinda. Seus depósitos se tornam cada vez mais evaporíticos em direção ao topo. Os
estratos carbonáticos possuem fósseis marinhos semelhantes àqueles da Formação
Itaituba, contudo, a fauna se torna empobrecida em abundância e diversidade
(Matsuda, 2002). As características faunísticas e litológicas indicam a ocorrência de
uma fase regressiva que avança a partir dos estratos superiores da Formação Itaituba,
culminando em um ambiente restrito e árido que caracteriza a Formação Nova
Olinda.
O contato com os red beds da Formação Andirá é considerado
gradacional, mas de acordo com Silva (1996) é possível que exista um grande hiato
temporal entre estas duas formações. Este autor observa a ocorrência de Fusulinella,
Fusulina e Bradyina spp. próximo ao topo da Formação Nova Olinda, as quais
39
posicionam a unidade ainda no Desmoinesiano. Contudo, dados palinológicos
próximos à base da Formação Andirá, com a ocorrência de Lueckisporites virkkae
sugerem idade correspondente ao neopermiano. Portanto, serão necessários trabalhos
adicionais para melhor esclarecer essa questão.
Formação Andirá
A Formação Andirá é a unidade mais superior do Grupo Tapajós.
Registra os primeiros sedimentos continentais permianos da Bacia do Amazonas,
com depósitos clásticos relacionados por Milani & Zalán (1998) ao final da Orogenia
Herciniana.
Assim, o ciclo Carbonífero-Permiano, representado pelo Grupo
Tapajós, inicia com os depósitos de dunas eólicas da Formação Monte Alegre
relacionados ao final da Orogenia Eo-Herciniana gradando para um contexto
ambiental marinho raso, representado pelos extensos e espessos carbonatos de
inframaré da Formação Itaituba. A mudança climática que já vinha ocorrendo a partir
do Mississipiano, para gradualmente mais árido, proporcionou o ressecamento do
ambiente marinho, dando lugar aos espessos pacotes evaporíticos da Formação Nova
Olinda, culminando com os depósitos continentais da Formação Andirá.
1.4.5. Cronoestratigrafia do Grupo Tapajós
A cronoestratigrafia do Grupo Tapajós vem sendo tentativamente
estabelecida com base em conodontes (Fig. 7 e 8), foraminíferos (Fig. 9) e
palinomorfos (Fig. 10). Os trabalhos em conodontes iniciaram com Fúlfaro (1965),
enfocando apenas os aspectos sistemáticos dos elementos encontrados. Tiveram
continuidade com Lemos (1990a, b; 1992a,b), Lemos & Medeiros (1996), Neis
(1996), Scomazzon (1999), Lemos & Scomazzon (2001), Nascimento et al. (2005),
Scomazzon & Lemos (2005) e Scomazzon et al. (submetido), onde além do estudo
sistemático, a resolução bioestratigráfica dos depósitos analisados tornou-se o maior
objetivo. Os principais estudos em foraminíferos foram realizados por Altiner &
Savini (1991, 1995) e em palinomorfos por Daemon & Contreiras (1971), Picarelli &
Quadros (1991) e Playford & Dino (2000).
40
Figura 7. Biozonas de conodontes para o Pensilvaniano da Bacia do Amazonas.
Modificado de Lemos & Scomazzon (2001).
41
O primeiro zoneamento bioestratigráfico com base em conodontes
realizado na Bacia do Amazonas foi feito por Lemos (1990a) em amostras de
testemunhos de sondagem. Neste estudo, a autora definiu três Zonas de Associação.
A primeira, composta por espécies guias do Neomorrowano, ocorre na Formação
Monte Alegre e parte inferior da Formação Itaituba. A segunda, composta por
espécies típicas do Atokano com ocorrência até o Eodesmoinesiano, relaciona-se a
porção média da Formação Itaituba. A terceira, caracterizada por espécies típicas do
Neopensilvaniano, relaciona-se a Formação Nova Olinda. Através da associação de
conodontes estudada na Bacia do Amazonas por Lemos (1990a), foi possível
estabelecer uma idade eomesopensilvaniana para a seção examinada, que abrange as
formações Monte Alegre, Itaituba e parte da Formação Nova Olinda (Fig. 7).
Outro estudo bioestratigráfico baseado em conodontes na Bacia do
Amazonas foi realizado por Neis (1996), que definiu duas Zonas de Associação. A
primeira zona contém formas guias típicas do Morrowano e a segunda, formas que
conferem idade atokana às amostras analisadas. As associações de conodontes
encontradas nos poços estudados por Neis (1996), registram uma idade
neomorrowana – eomeso-atokana, para a Formação Itaituba (Fig. 7).
Scomazzon (1999), estudando conodontes da Formação Itaituba,
propôs biozonas estabelecidas como zonas de intervalo informais, devido a sua
ocorrência local na Bacia do Amazonas. As zonas de intervalo definidas foram três, a
primeira, caracterizando o Neomorrowano; a segunda, caracterizando o
Neomorrowano – Atokano e a terceira, o Eodesmoinesiano. As três zonas de
intervalo local propostas pela autora ocorrem dentro da Formação Itaituba cujos
estratos, conforme a associação de conodontes encontrada nos pontos amostrados e
as Zonas de Intervalo definidas, depositaram-se entre o Neomorrowano e o
Eodesmoinesiano (Fig. 7).
Os dados expostos acima, quando comparados com outros, obtidos
através de diferentes ferramentas de análise bioestratigráfica, mostram-se
controversos, principalmente no que diz respeito ao intervalo relacionado à
Formação Itaituba.
Lemos (1990a), através da zona Neognathodus symmetricus –
Rhachistognathus muricatus e Scomazzon (1999) com a zona Idiognathodus
sinuosus – Rhachistognathus muricatus, sugerem uma idade Morrowana para a
42
Formação Monte Alegre (Fig. 7). Análises palinológicas realizadas por Playford &
Dino (2000), que definiram a palinozona Spelaeotriletes triangulus, sugerem uma
idade Morrowana – Atokano médio para esta formação (Fig. 10).
Figura 8. Zoneamento bioestratigráfico com base em conodontes para o
Pensilvaniano da Bacia do Amazonas. Modificado de Scomazzon et al. (submetido).
Já para a idade da Formação Itaituba, assunto de maior controvérsia,
conodontes coletados na base da formação, como Neognathodus symmetricus e
43
outros encontrados nas porções mais superiores como Neognathodus roundyi e
Idiognathodus incurvus (Scomazzon et al., submetido), sugerem que esta formação
tenha sido depositada do neomorrowano ao eodesmoinesiano (Fig. 8). Foraminíferos
como Millerella extensa, Millerella pressa e Eostaffella advena (Altiner & Savini,
1995) sugerem idade neomorrowano ao Atokano médio (Fig. 9). Palinomorfos como
Spelaeotriletes triangulus, Striomonosaccites incrassatus e Illinites unicus (Playford
& Dino, 2000) sugerem uma idade do neomorrowano ao eodesmoinesiano (Fig. 10),
concordante com os dados de conodontes.
Para a Formação Nova Olinda, conodontes como Neognathodus
medadultimus e foraminíferos como Fusulinella sugerem idade neoatokano ao
eodesmoinesiano (Fig. 8 e 9), porém as palinozonas Striatosporites heyleri,
Raistrickia cephalata e Vittatina costabilis, definidas por Playford & Dino (2000)
sugerem uma idade eodesmoinesiana ao Permiano (Fig. 10), com uma lacuna de 20
Ma no registro palinológico, nesta formação.
Figura 9. Cronoestratigrafia de parte do Grupo Tapajós com base em foraminíferos.
Modificado de Altiner & Savini (1995).
44
Figura 10. Cronoestratigrafia de parte do Grupo Tapajós, com base em
palinomorfos. Modificado de Playford & Dino (2000).
Em contraste, estudos preliminares de Sr e Nd realizados por
Scomazzon et al. (no prelo), em rochas carbonáticas, conodontes e braquiópodes nas
Formações Itaituba e Nova Olinda, sugerem uma idade Morrowana – Atokana para
essas formações. A Formação Andirá é considerada com base em palinologia como
de idade neopermiana, contudo dados isotópicos de
87
Sr/
86
Sr (Rodrigues et al., 1997)
sugerem uma idade eopermiana para esta formação. Silva (1996) comenta a
ocorrência dos foraminíferos Fusulinella, Fusulina e Bradyina spp. próximo ao topo
da Formação Nova Olinda, as quais posicionam a unidade ainda no Desmoinesiano.
Contudo, dados palinológicos próximos à base da Formação Andirá, com a
ocorrência de Lueckisporites virkkae sugerem idade correspondente ao neopermiano.
Matsuda et al. (2004), a partir da integração de dados litológicos, sísmicos e,
principalmente, por meio de evidências bioestratigáficas, propôs a redefinição do
limite entre as formações Nova Olinda e Andirá (Fig. 11).
Pode-se assim observar que as controvérsias existem e a continuidade
dos estudos bioestratigráficos em conodontes, foraminíferos e palinomorfos, nos
45
estratos do Grupo Tapajós, são importantes para melhor estabelecer as idades de suas
formações, definindo, igualmente, a duração do intervalo em questão, o que tornará
mais seguro o desenvolvimento de estudos sobre a ciclicidade sedimentar nesses
depósitos.
Figura 11. Reformulação da carta cronoestratigráfica do Grupo Tapajós, Bacia do
Amazonas, com base em palinomorfos. Destaque para a discordância pré-Andirá.
Modificado de Playford & Dino (2000), Cunha et al. (1994), Silva (1996) e Matsuda
(2002, 2004).
46
CAPÍTULO 2
Metodologias aplicadas
47
Capítulo 2. Metodologias aplicadas
2.1. Trabalho de campo
Os trabalhos de campo foram realizados na borda sul da Bacia do
Amazonas, onde os depósitos correlacionados litoestratigraficamente à Formação
Itaituba estão aflorantes, nas proximidades da Cidade de Itaituba, ao sul do Estado do
Pará e objetivaram a descrição do perfil de referência da seção e a coleta de amostras
para o desenvolvimento dos estudos petrográficos, tafonômicos e de isótopos
estáveis.
Neste período foram realizados a análise litoestratigráfica e o
levantamento de perfis descritivos de referência (litologias, estruturas, texturas,
fósseis, etc) das seções aflorantes as margens do Rio Tapajós e das 3 pedreiras de
calcário, totalizando 80 metros de empilhamento vertical. Outras atividades
realizadas consistiram em obtenção de fotografias e amostras para a presente tese,
onde foram obtidas aproximadamente 500 fotografias e coletados aproximadamente
100 quilos de rocha sedimentar. Ainda, realizou-se uma visita ao distrito da
PETROBRÁS – Belém, sob a supervisão do Geólogo da PETROBRÁS, Nilo
Matsuda, onde foram coletadas amostras adicionais de testemunhos de sondagem.
Para o desenvolvimento dos estudos tafonômicos, a coleta de
informações em campo baseou-se na descrição das feições macroscópicas presentes
nas concentrações de restos orgânicos, como o grau de empacotamento e seleção dos
bioclastos, arranjo tridimensional dos organismos na matriz sedimentar, orientação
azimutal, entre outros, no registro fotográfico e na coleta tafonomicamente orientada
das amostras. O material fóssil analisado tafonomicamente compreende
invertebrados marinhos, e as amostras foram obtidas de acordo com a acessibilidade
aos horizontes.
As amostras foram preparadas para os estudos tafonômicos e selecionadas
para os estudos de isótopos estáveis no Laboratório de Conodontes do Departamento
de Paleontologia e Estratigrafia da UFRGS.
48
2.2. Levantamentos Bibliográficos
O desenvolvimento das discussões contidas nesta tese foi embasado
através de conceitos amplamente difundidos na comunidade científica. Dentre eles,
destacam-se os trabalhos a respeito do conhecimento sobre a Bacia do Amazonas de
Montalvão & Bezerra (1980), Caputo (1984), Cordani et al. (1984), Wanderley
Filho (1991), Cunha et al. (1994) Silva (1996), Milani & Zalán (1998).
Com relação à caracterização bioestratigráfica, merecem destaque os
trabalhos de Daemon & Contreiras (1971), Picarelli & Quadros (1991) e Playford &
Dino (2000), Lemos (1990a, b; 1992a,b), Lemos & Medeiros (1996), Neis (1996),
Scomazzon (1999, 2004), Lemos & Scomazzon (2001), Nascimento et al. (2005),
Scomazzon & Lemos (2005) e Scomazzon et al. a, b (submetido), Neis (1996),
Nascimento et al., (2005), Altiner & Savini (1991, 1995).
Estudos sobre a estratigrafia e modelagem da Bacia do Amazonas
incluem Costa (1998), Coutinho & Gonzaga (1994) e Gonzaga et al. (2000), Matsuda
(2003) e Silva (1996).
Dentre os trabalhos acerca dos aspectos envolvidos na análise de
fácies em contextos plataformais do tipo rampa carbonática estão Sarg (1988),
Burchette & Wright (1992), Dunham (1962), Flügel (2005), Handford & Loucks
(1993), Hunt & Tucker (1993), James & Kendall (1992), Shinn (1983), Tucker
(1991, 1992), Tucker & Wright (1990), Tucker et al. (1993), Wilson (1975).
Dentre os artigos que abordam os aspectos envolvidos na análise
tafonômica de organismos marinhos e sua aplicação enquanto ferramentas de análise
estratigráfica merecem destaque Baird et al. (1986), Brett (1995, 1998), Brett &
Baird (1986), Kidwell (1991), Kidwell & Jablonski (1983), Kidwell &Behrensmeyer
(1993), Seilacher et al. (1985) e Speyer & Brett (1986, 1988).
Com relação ao estudo de isótopos de carbono e oxigênio e das razões
d
18
O e d
13
C estão Brand (2004), Bruckschen et al. (1999), Bruckschen & Veizer
(1997), Courville & Collin (2002), Faure (1989), Grossman et al. (1993, 1996), Mii
et al. (1999, 2001), Popp et al. (1997), Veizer et al. (1997, 1999), Veizer &
Mackenzie (2004), Wallmann (2001, 2004).
49
2.3. Petrografia Macroscópica
Os estudos de petrografia macroscópica foram desenvolvidos no
Laboratório de Conodontes do Departamento de Paleontologia e Estratigrafia da
UFRGS sob a orientação das Dras. Valesca Brasil Lemos e Ana Karina Scomazzon.
Realizados com auxílio de lupa binocular, enfocaram aspectos como a litologia,
estruturas sedimentares, textura, fósseis, ocorrência de elementos de origem
evaporítica e/ou diagenética.
Além do refinamento das descrições obtidas em campo, foram úteis
na seleção das amostras de onde se obtiveram os macrofósseis para os estudos
tafonômicos e de isótopos estáveis. Para os estudos tafonômicos, foram obtidas
amostras de sete horizontes da seção estudada. Estas estão listadas e quantificadas no
capítulo 5, que versa sobre a aplicação da tafonomia dos invertebrados. Para os
estudos de isótopos estáveis foram selecionadas, inicialmente, 62 amostras de rocha
total e 34 amostras de carapaças de braquiópodes visando sua avaliação qualitativa.
Destas, um total de 54 amostras foram analisadas isotopicamente.
2.4. Petrografia Microscópica
Os estudos petrográficos foram realizados em um total de 200
lâminas, descritas com auxílio de microscópio petrográfico de luz polarizada ou
transmitida, Olympus BH2, durante Estágio Sanduíche desenvolvido no Centro de
Pesquisas CENPES da PETROBRÁS, sob a coordenação do Geólogo Dr. Nilo
Siguehiko Matsuda. O material sedimentar analisado corresponde a rochas
siliciclásticas, carbonáticas e evaporíticas coletadas na seção aflorante do topo da
Formação Monte Alegre e base da Formação Itaituba. A análise das microfácies
adotou como critérios de diferenciação faciológica atributos descritivos e
interpretativos que foram detalhados no capítulo 4. As lâminas, preparadas pelo
técnico Luiz Farias, do Laboratório de Petrografia da PETROBRÁS - Belém foram
cedidas para este estudo pelo Geólogo Dr. Nilo Siguehiko Matsuda.
50
2.5. Tafonomia
Sete horizontes estratigráficos foram analisados para os estudos
tafonômicos e a coleta de informações em campo foi baseada na descrição das
feições tafonômicas macroscópicas presentes nas concentrações fossilíferas. A coleta
foi realizada de acordo com a acessibilidade aos horizontes e os fósseis foram
extraídos da matriz carbonática através de reação com ácido acético. O sedimento
resultante foi submetido ao processo de catação (picking) visando a obtenção de
elementos bioclásticos adicionais. A análise dos aspectos tafonômicos relacionados
aos invertebrados presentes na seção estudada foi realizada em amostras
macroscópicas de braquiópodes, corais, crinóides e briozoários coletados em
diferentes intervalos estratigráficos na seção estudada. As feições tafonômicas foram
observadas para cada horizonte amostrado e estão detalhadas no capítulo 5.
As amostras foram preparadas para os estudos tafonômicos no
Laboratório de Conodontes do Departamento de Paleontologia e Estratigrafia da
UFRGS.
2.6. Isótopos de Carbono e Oxigênio - d
18
O e d
13
C
As amostras de carbonatos e braquiópodes articulados foram
selecionadas para os estudos de isótopos estáveis em função de seu posicionamento
estratigráfico dentro da sessão estudada. Esta atividade foi desenvolvida no
Laboratório de Conodontes do Departamento de Paleontologia e Estratigrafia da
UFRGS.
Visando a análise das razões d
18
O e d
13
C em braquiópodes e rochas
carbonáticas, foram inicialmente selecionadas 62 amostras de rocha total e 34
amostras de carapaças de braquiópodes, submetidas a diferentes métodos de
avaliação qualitativa.
51
2.6.1. Análises de Microscopia Eletrônica de Varredura
Desenvolvida no CEMM da PUCRS, a Microscopia eletrônica de
varredura objetivou a avaliação química qualitativa de elementos-traço (Sr, Na, Fe e
Mn) e elementos maiores (Ca e Mg), obtenção de imagens retroespalhadas
(backscatering images) e análises da microestrutura interna das carapaças de
braquiópodes visando a seleção de amostras isentas de alteração diagenética,
adequadas para o emprego nos estudos isotópicos.
Assim, visando a seleção de braquiópodes para emprego nos estudos
geoquímicos, 34 amostras foram submetidas a avaliação química qualitativa de
elementos-traço, totalizando 34 análises de EDS e obtenção de 85 imagens
retroespalhadas (backscatering images). No anexo 1 são ilustrados os resultados
obtidos nestas análises. A preparação das amostras para análises de Microscopia
Eletrônica de Varredura foi desenvolvida no Laboratório de Conodontes do
Departamento de Paleontologia e Estratigrafia da UFRGS.
2.6.2. Análises de Difratometria e Fluorescência de raios x
A avaliação da composição química nos braquiópodes e carbonatos,
visando o controle qualitativo das amostras e seleção daquelas mais adequadas ao
estudo de isótopos contaram com análises qualitativas e quantitativas de elementos-
traço e maiores (Fe, Ca, K, Al, Si, P, Mg, Cl, S) e identificação de calcita, dolomita,
quartzo, feldspato e minerais evaporíticos.
A preparação das amostras para análises de difratometria e
fluorescência de raios x foi desenvolvida sob a supervisão do Geólogo Dr. Nilo
Siguehiko Matsuda e as análises foram realizadas nos laboratórios de Difratometria e
Fluorescência de raios x do CENPES/PETROBRÁS. Foram obtidas as composições
químicas de 62 amostras de rocha total em difração de raios x (anexo 2) e dados de
elementos maiores para as amostras de rocha total na fluorescência de raios x em 62
amostras (anexo 3).
52
2.6.3. Razões d
18
O e d
13
C
As análises das razões isotópicas de oxigênio e carbono foram executadas
em amostras selecionadas na porção predominantemente carbonática da seção
estudada, com espaçamento de amostragem inferior a 50 centímetros. Além dos
dados obtidos nas 52 amostras coletadas foram utilizados, na compilação da curva,
dados cedidos pelo Geólogo Dr. Nilo Siguehiko Matsuda, obtidos de 171 amostras
provenientes da mesma seção, analisados na Universidade de Tókio.
Após a avaliação qualitativa, 40 amostras de rocha carbonática e 14
amostras de carapaças de braquiópodes consideradas adequadas foram pulverizadas
manualmente, com auxílio de gral de ágata até a granulometria de silte (0,050mm). A
preparação a partir de ataques químicos com ácido fosfórico (H
3
PO
4
) a uma
temperatura de 25ºC e captura dos elementos de carbono e oxigênio em linha offline,
para posterior leitura das razões d
18
O e d
13
C em espectrômetro de massa, seguiram a
metodologia sugerida por McCrea (1950) (anexo 4). Estes procedimentos foram
desenvolvidos no Laboratório de Isótopos Estáveis do CENPES/PETROBRÁS sob a
orientação do Geólogo Dr. Nilo Siguehiko Matsuda e das análises resultaram tabelas
de valores das razões isotópicas contra a altura, transformadas em curvas das razões
d
18
O e d
13
C (anexo 5).
53
CAPÍTULO 3
Considerações sobre a Paleobiogeografia e Ciclicidade
no Pensilvaniano e correlação com a seção em estudo
54
Capítulo 3. Considerações sobre a Paleobiogeografia e Ciclicidade no
Pensilvaniano e correlação com a seção em estudo
3.1.Considerações iniciais
A discussão acerca de alguns aspectos relativos ao Pensilvaniano é
fundamental para o entendimento do contexto geológico mundial no qual os
depósitos sedimentares deste tempo foram depositados na Bacia do Amazonas. Desta
forma, neste capítulo serão apresentadas considerações sobre aspectos
paleobiogeográficos, paleoclimatológicos e sobre a ciclicidade dos depósitos,
incluindo sua relação com a glácio-eustasia durante o Pensilvaniano, com ênfase na
Bacia do Amazonas.
3.2. Paleobiogeografia do Gondwana no Pensilvaniano e a Bacia do Amazonas
O conhecimento da constante movimentação dos continentes, através
de evidências paleomagnéticas em conjunto com dados paleobiogeográficos,
paleoclimatológicos e estratigráficos permitiram a reconstrução do arranjo dos
continentes ao longo do tempo geológico.
Dentre os paleocontinentes, o Gondwana foi o maior, compreendendo
a América do Sul, África, Arábia, Madagascar, Índia, Austrália, Antártica e
incluindo, ainda, a Flórida, Europa Central e Meridional, Turquia, Irã, Afeganistão,
Tibet e Nova Zelândia, o que corresponde a mais da metade da crosta continental
mundial. Formado durante o evento Pan-Africano, no final do Pré-Cambriano, a
maior parte do Gondwana permaneceu intacta durante o Paleozóico e o Mesozóico.
No Devoniano, ocorreu a colisão da Laurêntia
1
, Báltica
2
, Avalônia
3
e
Inglaterra, formando o supercontinente Laurússia. No final do Devoniano, ocorreu
uma mudança na paleogeografia do Gondwana, marcada por uma ampla discordância
erosiva, presente em diversas bacias da América do Sul, inclusive na Bacia do
1
Laurêntia – Paleocontinente norte-americano que incluía a Escócia, a porção setentrional irlandesa
da sutura Caledoniana, Groenlândia, Spitzberger e parte da Sibéria.
2
Báltica – Formada pela Europa setentrional, limitada ao sul pela sutura Herciniana e a oeste pela
sutura Uraliana.
3
Avalônia – Paleocontinente menor que incluía a Nova Inglaterra e a porção marítima do Canadá.
55
Amazonas, chamada por alguns autores de “discordância Eo-Herciniana” (Willians,
1995).
No Carbonífero, entre o Missipiano e o Pensilvaniano, ocorreu a
colisão entre a Laurússia e o Gondwana. Houve rotação do Gondwana no sentido
horário e colisão ao longo do front Herciniano-Apalachiano, formando o núcleo do
Pangea (Scotese et al., 1979). Como conseqüência desta colisão ocorreu o
fechamento do proto-oceano Tethys, a ascensão dos cinturões dobrados Apalachiano,
Ouachita, Marathon, Mauritanidae e Huastecan e a formação do Pangea no
Eopermiano (Rowley et al., 1985). As Montanhas Apalachianas foram resultado de
deformação compressiva intraplaca decorrente dessa colisão do tipo Himalaiano, ou
continente-continente (Kluth & Coney, 1981; Ziegler, 1993). Movimentos laterais
sinistrógenos da Laurússia foram iniciados no Carbonífero, provavelmente como
resultado desta colisão. Devido ao rejuvenescimento dos trends Apalachianos e
Caledonianos, a maior parte da colisão foi absorvida por deslizamento ao longo ou
dentro da pretérita margem norte-americana (Lefort & Van der Voo, 1981).
Vários estudos têm demonstrado que as mudanças na distribuição
paleobiogeográfica das faunas marinhas durante o Carbonífero ocorreram em
resposta a variações paleogeográficas e climáticas (Ross & Ross, 1985; Rowley et
al., 1985; Bambach, 1990; Scotese & Mckerrow, 1990). Desta forma, as faunas de
invertebrados deste período, como corais, braquiópodos, bivalves, briozoários e
equinodermos, são importante ferramenta para ilustrar as mudanças
paleobiogeográficas ocorridas durante o Neopaleozóico, uma vez que o crescente
provincialismo
4
durante este tempo pode ser explicado como uma resposta da fauna
as variações climáticas e barreiras produzidas pelas alterações paleogeográficas
(Bambach, 1990). A exemplo disso, Altiner & Savini (1991), baseados nas faunas de
foraminíferos fusulinídeos, notaram uma grande afinidade paleogeográfica entre os
depósitos pensilvanianos do Midcontinent e das bacias do Solimões e do Amazonas.
Concluíram que os depósitos pensilvanianos norte-americanos e amazônicos se
formaram como produto de uma grande transgressão marinha vinda do lado pacífico
durante o Morrowano.
4
Provincialismo – províncias são domínios (regiões) separadas por barreiras físicas. Por
provincialismo entende-se a distribuição regional de espécies isoladas de outras regiões geográficas
em função de barreiras físicas.
56
Ainda, Scomazzon et al. (no prelo) estudando isótopos instáveis em
conodontes do Pensilvaniano da Bacia do Amazonas, sugerem que, além da
influência das águas do Oceano Panthalassa, a Bacia do Amazonas estaria, à época,
sujeita também a influência das águas do Mar de Tethys.
3.3 Paleoclimatologia
Rochas sensíveis a variações climáticas, como os carvões, evaporitos,
tilitos e carbonatos, tiveram sua distribuição geográfica, no passado, de forma
aparentemente muito semelhante à observada atualmente (Fig. 12) (Summerhayes,
1990).
Figura 12. Distribuição paleolatitudinal das rochas mais influenciadas pelo clima.
Modificado de Summerhayes (1990).
Para Cecil (1990), o clima exerce um controle primário sobre o fluxo
de sedimentos das fontes continentais para dentro dos sistemas sedimentares. Nos
climas quentes, a entrada de siliciclásticos é maior sob chuvas altamente sazonais.
Condições climáticas não sazonais favorecem a formação de rochas químicas, climas
úmidos perenes conduzem à formação de carvão, enquanto que os climas secos
favorecem a produção de rochas carbonáticas e evaporíticas. A repetição
estratigráfica de rochas siliciclásticas e químicas parece, ainda, ser relacionada aos
ciclos paleoclimáticos, aos eventos transgressivos-regressivos do nível do mar e à
tectônica.
Alguns fatores determinaram os padrões paleoclimáticos, como a
variação latitudinal dos continentes ao longo do tempo e a configuração entre as
57
massas continentais e os oceanos, responsáveis por mudanças na circulação
atmosférica e nas correntes marítimas.
Durante o Neopaleozóico, a maioria dos continentes estava emergente,
já que os mares rasos que cobriam os continentes durante a maior parte do
Paleozóico recuaram até as margens continentais no Permiano, definindo uma queda
relativa do nível do mar de segunda ordem (Vail et al., 1977; Vail et al., 1991).
Durante o Carbonífero e o Eopermiano, as regiões polares do Gondwana foram
cobertas por gelo, irradiado a partir de diversos centros glaciais. Assim, as retrações
e avanços glaciais teriam sido registradas nos crátons distantes sob a forma de
ciclotemas (Crowell, 1978; Caputo & Crowell, 1985). No Neopermiano, com a
movimentação do Pangea para o Norte, as capas de gelo ficaram restritas às regiões
montanhosas da Austrália ocidental (Veevers & Powell, 1987).
De acordo com Crowell (1978), a origem das idades do gelo está
ligada ao arranjo dos continentes e mares com relação à circulação aérea e oceânica e
teria terminado quando a forte circulação de correntes paralelas à latitude substituiu a
circulação longitudinal. À medida que o Pólo Sul tornou-se marinho no Eopermiano,
as glaciações significativas cessaram, extensos depósitos evaporíticos e de arenitos
eólicos foram depositados através do Hemisfério Norte e camadas vermelhas (red
beds) e evaporitos foram depositados através do Gondwana (Veevers & Powell,
1987).
O Pensilvaniano foi um tempo de transição climática, incluindo um
episódio de glaciação que teve início no Mississipiano e atingiu seu máximo no
Pensilvaniano, declinando no Permiano. Da mesma forma, existiu uma tendência
generalizada dos climas continentais tornarem-se mais secos na transição do
Neopaleozóico para o Triássico (Rowley et al., 1985). Essa crescente aridez durante
o Carbonífero é indicada pelo acréscimo no número e extensão de depósitos
evaporíticos e pelo decréscimo dos depósitos de carvão neste período (Scotese et al.,
1979; Parrish, 1993).
Durante o Pensilvaniano, a Bacia do Amazonas localizava-se na
porção oeste do Gondwana (Fig. 13), em posição climática propícia à deposição de
evaporitos (Fig. 13.B), o que pode ser observado nos depósitos sedimentares do
grupo Tapajós, especialmente nas intercalações carbonáticas/evaporíticas da
Formação Itaituba, e nos espessos pacotes evaporíticos da Formação Nova Olinda,
depositados no final do Pensilvaniano. A figura 14 expõe a mudança climática
58
ocorrida no Carbonífero, com gradual resfriamento a partir do Mississipiano para o
final do Pensilvaniano. Observe que durante o intervalo de deposição das rochas
estudadas neste trabalho, a condição climática predominante era fria.
Figura 13. Reconstituição paleogeográfica para o Carbonífero. A. Início da rotação
horária do Gondwana e da Laurússia, e do fechamento do proto-oceano Tethys;
B. Note o fechamento quase completo do proto-oceano Tethys em conseqüência da
colisão entre a Laurússia e o Gondwana, marcada pela formação das cadeias
orogênicas Ouachita e Marathon no sudoeste da Laurússia. Observe que durante o
Pensilvaniano, a Bacia do Amazonas (indicada pela estrela) localizava-se na porção
oeste do Gondwana. Modificado de Rowley et al. (1985).
59
Figura 14. Paleoclima no Carbonífero do mundo. Observe que durante o Atokano, a
condição climática predominante era fria. Modificado de Scotese & McKerrow
(1990).
60
3.4. Os depósitos cíclicos do Pensilvaniano e sua ocorrência na Bacia do
Amazonas
Entre as características internas das seções sedimentares, a estratificação
é a que melhor reflete os processos periódicos e episódicos que controlaram a
sedimentação. Particularmente no Carbonífero (360 – 280 Ma), tais estratificações
comumente exibem um particular padrão de ciclicidade, em função da regularidade
no empilhamento vertical de camadas alternadas, bem como pela repetição de
unidades maiores, referidas como ciclos deposicionais (Silva, 2006).
Segundo Ross & Ross (1985), durante o Carbonífero e Permiano,
ocorreram transgressões/regressões marinhas em intervalos de 1 a 4 Ma em diversas
plataformas cratônicas separadas, sugerindo lentas subidas do nível do mar seguidas
por rápidas quedas relativas do nível do mar durante estes períodos. No final do
Mississipiano e início do Pensilvaniano, extensos hiatos ocorreram em muitas
plataformas, a sedimentação clástica tornou-se comum e a deposição de carbonatos,
rara. Conseqüentemente, muitas das faunas restantes do Mississipiano foram extintas
e novas linhagens surgiram no Pensilvaniano e Permiano do mundo.
O estudo dos ciclos sedimentares pensilvanianos teve início no
Hemisfério Norte, contando com a contribuição de importantes pesquisadores no
entendimento dos processos envolvidos na gênese dos depósitos cíclicos durante este
tempo (Weller, 1930; Wanles & Weller, 1932; Moore, 1936; Heckel, 1977; Heckel et
al., 1980; Heckel, 1986).
O termo ciclotema foi utilizado para definir a menor unidade cíclica das
seqüências do Pensilvaniano, ocorrentes nas bacias interiores da América do Norte e
no noroeste da Europa. Foi proposto formalmente por Wanless & Weller (1932) para
designar o ciclo sedimentar básico transgressivo/regressivo ocorrente na Bacia de
Illinois, assim definido: “A palavra ciclotema é proposta para designar uma série de
camadas depositadas durante um simples ciclo sedimentar do tipo que prevaleceu
durante o Pensilvaniano”.
Diferenças regionais nos ciclotemas norte-americanos levaram ao
reconhecimento de diversos tipos, sendo que o descrito por Weller (1930) e Wanless
& Weller (1932) ficou conhecido como ciclotema do tipo Illinois. Moore (1936)
61
estendeu o conceito de ciclotema aos pares de carbonatos e folhelhos ocorrentes no
Kansas, sugerindo uma seção do Grupo Wabaunsee como um ciclotema tipo Kansas,
que seria um “ciclotema ideal”, a partir do qual todos os outros ciclotemas do
Midcontinent seriam derivados.
A principal diferença entre esse dois tipos é a maior proeminência de
arenitos de canal na base do ciclotema do tipo Illinois, composto por sedimentos
predominantemente regressivos, e a recorrência de 3 a 4 calcários marinhos acima do
carvão no ciclotema ideal do tipo Kansas, composto por sedimentos
predominantemente transgressivos (Fig. 15) (Heckel, 1977; Heckel et al., 1980).
Moore (1936) notou que os ciclotemas do Pensilvaniano Superior do
Kansas mostravam um agrupamento regular, organizados idealmente em grupos de
cinco pares. Entre as transgressões maiores, representadas por folhelhos negros, 3 ou
4 ciclos de folhelhos e carbonatos foram encontrados, representando transgressões
menores. Moore (1936) chamou o conjunto entre dois folhelhos negros de máxima
transgressão de Megaciclotema. No Megaciclotema, cada par de carbonato/folhelho
se repete na mesma seqüência em diferentes posições estratigráficas, produzindo
ciclos de ciclotemas.
Heckel (1986) redefiniu o conceito de Megaciclotema e a cada ciclo
nomeou de Ciclotema do tipo Kansas. Assim, o ciclotema básico do Midcontinent
consiste da base para o topo de: 1) delgados carbonatos marinhos transgressivos; 2)
delgados folhelhos negros, depositados em mar aberto (offshore), não arenosos; 3)
espessos carbonatos regressivos de raseamento (shallowing upward) e, 4) sedimentos
continentais (Fig.15 ).
62
Figura 15. A. Megaciclotema de Moore (1936); B. O ciclotema tipo Kansas,
segundo Heckel (1986). Esse ciclotema equivale ao Megaciclotema de Moore (1936)
e seria depositado durante um ciclo de excentricidade longa (400 Ka). Modificado de
Moore (1936) e Heckel (1994).
B
A
63
Ramsbottom (1979), estudando os ciclotemas do Dinantiano e
Namuriano da Inglaterra propôs três classes hierárquicas para os ciclos eustáticos:
Ciclotema, Mesotema e Sintema. O termo Mesotema descreve um conjunto de
ciclotemas predominantemente transgressivos e com crescente abrangência de área
deposicional, encerrado por regressões rápidas e ampla deposição de areias. O termo
Sintema proposto por Chang (1975), designa o conjunto de ciclos de Mesotemas
(Fig. 16).
Figura 16. Hierarquia estratigráfica para os ciclos do Dinatiano e Namuriano da
Inglaterra. O ciclotema é a unidade fundamental. Os conjuntos de ciclotemas
compõem os Mesotemas, que, a cada transgressão, invadem áreas mais interiores no
continente, sendo encerrados por amplas regressões. O Sintema é composto pelo
conjunto de Mesotemas. Modificado de Ramsbottom, (1979).
Os primeiros estudos sobre a ciclicidade no Pensilvaniano das bacias
do Amazonas e Solimões foram realizadas por Carozzi et al. (1972), que definiram a
ocorrência de vinte microfácies nos carbonatos pensilvanianos. Dividiram, desta
forma, a seqüência pensilvaniana das bacias do Amazonas e Solimões e definiram a
ocorrência de sete marcos estratigráficos (marker beds) dentro de uma seção de
aproximadamente 1.500 metros de espessura, dominadas por folhelhos, arenitos e
evaporitos. A hierarquização proposta é correlacionável aquela sugerida por Daemon
& Contreiras (1971), através de zonas de palinomorfos e os intervalos estratigráficos
64
foram considerados como intervalos cronoestratigráficos. Szatmari et al. (1975),
modificaram o esquema proposto por Carozzi et al. (1972) e subdividiram a
seqüência pensilvaniana em 11 ciclos, propondo, pela primeira vez, uma origem
genética para os intervalos cronoestratigráficos. Afirmam que, na seção carbonífera,
os ciclos correlacionáveis por toda a bacia caracterizariam a recorrência cíclica de
fases de alta e baixa salinidade, limitadas por clásticos ou carbonatos e anidritas.
Desta forma, inseriram efetivamente o conceito de ciclos sedimentares na Bacia do
Amazonas.
Ao contrário de Carozzi et al. (1972) e Szatmari et al. (1975), que
trabalharam com intervalos estratigráficos, Altiner & Savini (1991) detiveram-se nos
ciclos fundamentais que compõem estes intervalos. Estes autores assumiram que os
ciclos seriam definidos por uma superfície transgressiva basal sobre a qual se
depositariam sedimentos carbonáticos de inframaré, intermaré ou supramaré e
propuseram a ocorrência de 5 tipos de ciclos dentro de um trato
transgressivo/regressivo com 1.500 metros de espessura. Propuseram que estes ciclos
representam hierarquicamente a menor unidade estratigráfica e assumiram, desta
forma, que as seqüências carbonáticas pensilvanianas das bacias do Amazonas e
Solimões foram depositadas ciclicamente em função de ciclos transgressivos e
regressivos controlados por flutuações do nível do mar.
O conceito dos ciclos de ciclotemas presente na definição de
megaciclotema, bem como a idéia de sua repetição no tempo e espaço, foi resgatado
em sua totalidade por Silva (1996), durante o desenvolvimento de sua tese de
doutoramento. Sua hipótese de trabalho foi baseada na constatação de que, na Bacia
do Amazonas, os ciclos do Morrowano/Desmoinesiano, formações Itaituba e Nova
Olinda, respectivamente, apresentavam um notável padrão de repetição de conjuntos
de ciclos, com os ciclos siliciclásticos e evaporíticos se repetindo na mesma
seqüência de posicionamento estratigráfico. Assim, subdividiu a coluna sedimentar
pensilvaniana da Bacia do Amazonas com base nas superfícies deposicionais e nas
espessuras dos ciclos (conforme proposição de Einsele et al., 1991), diferenciando
classes hierárquicas e agrupando em cinco ordens diferentes (Fig. 17):
65
Superfície de primeira ordem – discordâncias regionais ou interregionais,
relacionadas a eventos tectônicos de maior amplitude. Limitam o ciclo de maior
ordem estratigráfica, que corresponde a toda sedimentação paleozóica. A superfície
basal deste ciclo relaciona-se à Orogenia Taconiana (Ordoviciano) e a do topo, à
Orogenia Gonduanidae (Permo/Triássico) (Silva, 1996);
Superfície de segunda ordem – discordâncias que limitam grandes ciclos
deposicionais transgressivo-regressivos, limitados por eventos orogenéticos de escala
global, equivalentes à “Seqüência” de Sloss (1963). No contexto da Bacia do
Amazonas, representadas pelas superfícies que limitam a base da Formação Monte
Alegre (Orogenia Eo-Herciniana) e o topo da Formação Nova Olinda (Orogenia
Tardi-Herciniana). Este intervalo corresponde a toda sedimentação pensilvaniana na
Bacia do Amazonas (Silva, 1996);
Superfície de terceira ordem – superfícies de correlação regional, limítrofes de
conjuntos de ciclos geneticamente relacionados. Estas marcam importantes
mudanças no arranjo interno dos ciclos, como variações na espessura, composição
litológica e composição faunística dividindo, assim, a seção pensilvaniana da Bacia
do Amazonas em três intervalos, os Sintemas I, II e III. Estas superfícies são
equivalentes ao limite de seqüências do tipo 1 de Posamentier & Vail (1988) e, na
Bacia do Amazonas, a superfície inferior apresenta evidências de exposição subaérea
nas plataformas norte e sul e mudança de sedimentação carbonática de água rasa na
calha central, enquanto a superfície superior marca um abrupto deslocamento das
fácies siliciclásticas proximais em direção à calha central da bacia (Silva, 1996);
Superfície de quarta ordem – subdivisão das superfícies de terceira ordem em
intervalos menores, definidos pelo padrão de empilhamento dos ciclos de mais alta
freqüência. Assim, são definidos ciclos que adelgaçam para o topo, que são os
Mesotemas e ciclos que espessam para o topo, que são os Megaciclotemas. Tais
superfícies são concordantes na calha central e discordantes nas plataformas (Silva,
1996);
66
Superfície de quinta ordem – superfícies que limitam os ciclotemas, correspondem
a menor unidade aloestratigráfica definida. Os ciclotemas são caracterizados, no
Pensilvaniano da Bacia do Amazonas, pela presença de uma superfície de inundação
marinha na base e, no topo, por uma superfície de exposição subaérea nas áreas
plataformais norte e sul ou por uma superfície que caracterize diluição das salmouras
na região da calha central (Silva, 1996).
Figura 17. Divisão aloestratigráfica para o Pensilvaniano da Bacia do Amazonas.
Note a correlação cronolitoestratigráfica da seção em estudo nesta tese com os
Sintemas Morrowano e Atokano (parte). Modificado de Silva (1996).
Assim, Silva (1996) definiu 75 Ciclotemas, os quais correspondem às
unidades aloestratigráficas fundamentais, reunidos em conjuntos de 3 Mesotemas e
11 Megaciclotemas, ambos equivalentes em termos de hierarquia estratigráfica. A
maior ordem estratigráfica proposta pelo autor para o Pensilvaniano (terceira ordem)
corresponde ao Sintema, que divide a seção sedimentar em três intervalos de ampla
correlação ao longo de toda a bacia. Note que o termo Sintema foi ampliando, em
Silva (1996), para designar tanto a ciclicidade dos conjuntos de Mesotemas quanto
de Megaciclotemas. O quadro a seguir resume a organização hierárquica dos ciclos
amazônicos definida pelo autor.
67
Sintema I –
Neomorowano
(2,4 Ma)
3 Mesotemas
(800Ka/ciclo)
7 Ciclotemas (340 Ka)
Glacio eustasia – Ciclo orbital
de excentricidade longa de 410
Ka
Sintema II – Atokano
(4,2 Ma)
6 Megaciclotemas
(700Ka/ciclo)
26 Ciclotemas (116 – 175 Ka)
Glacio eustasia – Ciclo orbital
de excentricidade curta de 100
Ka
Sintema III –
Desmoinesiano
(4,1 Ma)
5 Megaciclotemas
(820Ka/ciclo)
42 Ciclotemas (63 – 136,6 Ka)
Glacio eustasia – Ciclo orbital
de excentricidade curta de 100
Ka
Quadro 1. Hierarquização dos ciclos sedimentares proposta por Silva (1996) para o
Pensilvaniano da Bacia do Amazonas.
Ainda, Silva (1996) sugere que a deposição dos sedimentos no
Pensilvaniano da Bacia do Amazonas sofreu ampla influência do controle glácio-
eustático. Este processo teria sido dominante na criação do espaço deposicional
durante a sedimentação dos ciclos transgressivos/regressivos dos Sintemas I e II. Já
no Sintema III, a maior influência teria sido tectônica. Segundo esse autor, os
espessos carbonatos transgressivos presentes no Sintema I refletem ciclos de lentas
subidas relativas seguidas de rápidas quedas relativas do nível do mar enquanto no
Sintema II, o amplo registro de sedimentação regressiva reflete amplas e extensas
transgressões e lentas regressões do nível do mar. No Sintema III a sedimentação
marinha na Bacia do Amazonas tornou-se restrita, com ampla sedimentação de
evaporitos.
Para Silva (1996) os depósitos referentes a seção estudada nesta tese
seriam correspondentes aos Sintemas I e II, sendo parte do Sintema I, corresponde ao
Neomorrawano, correlacionável aos afloramentos do topo da Formação Monte
Alegre e base da Formação Itaituba, incluindo os depósitos até a metade da pedreira
68
II. A base do Sintema II seria correlacionável aos últimos horizontes da pedreira II,
correspondentes ao andar Eo-atokano.
Segundo Scomazzon et al., (submetido), através da bioestratigrafia
com base em conodontes, os depósitos relacionados aos afloramentos do topo da
Formação Monte Alegre correspondem ao Neomorrowano, enquanto as seções
correspondentes às pedreiras de calcário, são correlacionáveis ao Eomesoatokano.
Desta forma, quando comparados os dados obtidos através das associações de
conodontes com os dados aloestratigráficos apresentados por Silva (1996), para o
Pensilvaniano da Bacia do Amazonas, observa-se que estes são discordantes.
Assumindo a resolução bioestratigráfica obtida através de conodontes, os Sintemas I
e II, propostos por Silva (1996) são correlacionáveis aos afloramentos da Formação
Itaituba, porém o Sintema I é representado pela seção do Rio Tapajós e parte do
Sintema II, pela seção das pedreiras; já o Sintema III refere-se aos depósitos da
Formação Nova Olinda.
Novamente retoma-se a necessidade do estabelecimento e resolução
dos limites cronoestratigráficos entre as formações do Grupo Tapajós, uma vez que
não havendo consenso com relação aos intervalos de tempo envolvidos na gênese
dos depósitos, maior dificuldade existirá no estabelecimento de estudos mais
consistentes sobre a ciclicidade destes depósitos, que possibilitem o preciso
estabelecimento de suas ordens de duração e sua aplicação enquanto unidades de
tempo.
Matsuda (2002), em seu doutoramento, estudou ciclos de
sedimentação correlacionados com a origem das dolomitas através de amostras de
afloramentos e dados de testemunhos de sondagem relacionados ao Pensilvaniano
inferior da Bacia do Amazonas, formações Monte Alegre e Itaituba. Para tanto,
foram analisadas 250 amostras compostas por fácies carbonáticas-siliciclásticas
intercaladas com dolomitos e evaporitos. Os estudos petrográficos revelaram a
ocorrência de 22 microfácies, das quais 17 são carbonáticas e 5, siliciclásticas,
demonstrando condições deposicionais variadas, ilustradas, principalmente, pelos
diferentes padrões de dolomitização observados ao longo da seção. A partir da
definição das microfácies e da identificação das dolomitas nelas presentes, o autor
69
caracterizou o contexto deposicional da plataforma carbonática à época do
Pensilvaniano inferior.
Para a definição dos tipos de dolomitas presentes, além dos estudo
petrográficos, onde foram analisados o tamanho dos cristais, a textura, a presença e o
tipo de cimentos, moldes evaporíticos, terrígenos, matéria orgânica, recristalização,
entre outros fatores, o autor realizou estudos mineralógicos e geoquímicos,
analisando as concentrações de Fe, Mg, Mn, Na, Sr (ppm), MgCO
3
(mol%), CaCO
3
,
(mol %) (Fe
+
Mn)CO
3
(mol %) e verificando as assinaturas isotópicas de d
18
O, d
13
C.
Assim, definiu a ocorrência de 3 tipos de dolomitas: Dolomitas do tipo A – formadas
no Sabkha hipersalino, ocorrendo em conjunto com evaporitos e moldes evaporíticos
e apresentando raros bioclastos; dolomitas do tipo B – formadas por substituição ou
preenchimento de poros em wackstones/packstones e mudstones/grainstones,
originada a partir de águas hiposalinas na zona de mistura e dolomita do tipo C –
correspondendo à alteração diagenética secundária das dolomitas dos tipos A e B.
A partir da definição dos tipos de dolomitas e, fazendo uso das dolomitas
hipersalinas como marcadoras dos máximos raseamentos, o autor dividiu a seção
estudada em sete ciclos raseantes de maior ordem, com 342 mil anos de duração,
correlacionados aos ciclos de excentricidade longa de Milankovitch e/ou fatores
tectono-climáticos ocorridos durante o desenvolvimento da bacia. A figura 18 traz a
correlação dos ciclos de raseamento de longa duração definidos por Matsuda (2002)
com o Sintema I (Morrowano) de Silva (1996).
70
Figura 18. Correlação afloramento X poço dos ciclos de raseamento de longa
duração definidos por Matsuda (2002) com o Sintema I (Morrowano) de Silva
(1996). Note que o Sintema I é subdividido em 3 Mesotemas e 7 Ciclotemas.
Modificado de Matsuda (2002).
Moutinho et al. (submetido), estudando a tafonomia dos invertebrados da
Formação Itaituba, observaram que fósseis presentes em níveis estratigráficos
aparentemente sincrônicos remontam uma história deposicional diácrona onde,
variações ambientais em conseqüência de ciclos deposicionais
transgressivos/regressivos de alta freqüência seriam responsáveis pela mistura de
formas fósseis de idades distintas em um mesmo nível estratigráfico. Assim,
partindo-se da análise do estado de preservação dos fósseis e da definição de fácies
tafonômicas, o estudo tafonômico passou a ser utilizado como uma ferramenta na
resolução estratigráfica e temporal dos carbonatos da Formação Itaituba.
71
CAPÍTULO 4
Arcabouço faciológico e modelo deposicional
72
Capítulo 4. Arcabouço faciológico e modelo deposicional
4.1. Considerações iniciais
Visando o estudo tafonômico da fauna de inverterbrados da Formação
Itaituba e sua aplicação enquanto ferramenta de análise estratigráfica e
paleoecológica na seção estudada, o primeiro aspecto a ser considerado consiste no
modelamento dos ambientes deposicionais onde estes depósitos formaram-se. Para
tanto, foram aplicados estudos litológicos e petrográficos objetivando, igualmente, o
refinamento do perfil litológico, a identificação das fácies, das sucessões faciológicas
verticais e suas relações laterais e dos processos atuantes na sua formação. Além da
modelagem do ambiente deposicional, os estudos petrográficos foram aplicados na
identificação de eventos diagenéticos e de suas relações com superfícies
estratigráficas importantes, como superfícies de inundação e de exposição subaérea,
bem como na caracterização de padrões cíclicos nos processos de deposição.
A facilidade de acesso ao registro litológico da seção estudada, através
dos afloramentos citados e caracterizados no capítulo 1, permitiu o desenvolvimento
de uma detalhada análise litológica em campo, o levantamento do perfil de referência
da seção em estudo e a coleta de amostras para o desenvolvimento dos estudos de
microfácies, que baseou-se nas análises de lâminas petrográficas, tafonômicos e de
isótopos estáveis. A figura 19 apresenta o perfil de referência da seção estudada,
apresentando o empilhamento vertical das seções correspondentes aos afloramentos
descritos e amostrados na seção do Rio Tapajós, pedreiras I, II e III. A seção do
testemunho BOR#14, que conecta estratigraficamente as seções correspondentes às
pedreiras I e II, foi descrita com base em um testemunho de sondagem cedido pela
CAIMA e, posteriormente, através de afloramento, localizado no topo da pedreira I.
Assim, o objetivo deste capítulo consiste em extrair da sucessão
vertical de fácies da seção estudada, o maior número de informações que auxiliem na
compreensão do modelo deposicional da área. Desta forma, é abordado aqui o
conjunto de aspectos considerados na análise faciológica dos carbonatos da
Formação Itaituba, que foi suportada por alguns importantes conceitos, apresentados
a seguir.
73
74
4.2. Fácies carbonáticas e Ambiente deposicional
4.2.1. As Particularidades do Ambiente Carbonático
Embora os processos deposicionais e erosionais relacionados à
eustasia, tectônica, influxo sedimentar e clima determinem a construção e a evolução
tanto das plataformas carbonáticas como das plataformas siliciclásticas (Sarg, 1988),
existe uma diferença fundamental entre estes dois sistemas deposicionais: a maior
sensibilidade dos organismos carbonáticos às mudanças ambientais e condições
climáticas.
De um modo geral, a maior parte dos sedimentos carbonáticos
resultam de processos químicos e, principalmente, bioquímicos, os quais ocorrem em
um ambiente marinho específico, de águas quentes, claras e rasas (Wilson, 1975).
A célebre frase “Carbonate are born not made” (James & Kendall,
1992), resume a principal diferença entre a sedimentação carbonática e a
siliciclástica. Enquanto os sedimentos siliciclásticos são alóctones, os carbonáticos
são formados dentro do sítio deposicional como precipitados ou elementos
esqueletais de organismos. Desta forma, os fatores que regulam a quantidade e o tipo
de sedimento disponível para ser depositado são bastante diferenciados. Enquanto
que para os sedimentos siliciclásticos os fatores são externos ao ambiente
deposicional, a fábrica carbonática é fortemente regulada pelas condições inerentes à
massa d’água. Tais condições se resumem em: temperatura, salinidade,
luminosidade, balanço de CO
2
, profundidade da lâmina d’água, natureza do regime
de correntes locais, turbidez e natureza do substrato.
Outro aspecto intrínseco aos carbonatos é a presença de organismos
bioconstrutores. Estes apresentam um alto potencial de crescimento e acompanham
as variações relativas do nível do mar. Possibilitam, desta forma, a formação de
taludes escarpados e resistentes à ação de ondas e deslizamentos, em função da
grande facilidade com que estas rochas são cimentadas, tanto no fundo marinho,
como em resposta à exposição sub-aérea (James & Kendall, 1992). Estas
características, muitas vezes, possibilitam a formação de geometrias deposicionais
diferenciadas das ocorrentes em sistemas siliciclásticos, as quais influenciarão
diretamente nos padrões estratais desenvolvidos e, conseqüentemente, nas definições
dos tratos de sistemas (Hunt & Tucker, 1993). Apesar destas particularidades, depois
75
de formados, muitos sedimentos carbonáticos estão sujeitos a processos
deposicionais e erosionais semelhantes aos que ocorrem nos sedimentos
siliciclásticos.
Desta forma, enquanto que nos depósitos siliciclásticos ficam
impressos apenas os fatores físicos e químicos preponderantes na bacia, os depósitos
carbonáticos são uma resposta das condições físico-químicas e biológicas reinantes
no ambiente deposicional. Assim, a distribuição das fácies carbonáticas pode ser
entendida como um testemunho vivo da história ecológica e deposicional da bacia,
possibilitando a coleta e interpretação de informações acerca do ambiente
deposicional, entre elas a paleobatimetria, energia do ambiente, clima, idade,
paleotemperatura, paleolatitude entre outros fatores, tornando-as, desta forma,
excelentes indicadores paleoambientais.
4.2.2. As plataformas carbonáticas
A deposição de rochas carbonáticas depende de uma série de fatores
bióticos e abióticos. Dentre os fatores abióticos, destaca-se a geometria do substrato
a partir do qual a sedimentação carbonática se desenvolverá, determinando não
somente a forma de crescimento, como também a distribuição das fácies. Apesar dos
diversos termos cunhados para descrever essas morfologias, os tipos plataforma
5
e
rampa, ou variações destes são sempre incluídos (Terra, 2001).
Tanto os conceitos quanto os modelos que definem uma plataforma,
divergem e trazem particularidades, a depender dos autores que os criaram. Os
modelos deposicionais mais atuais para plataformas carbonáticas remontam às
décadas de 70 e 80, e foram desenvolvidos a partir dos modelos atuais das Bahamas,
costa da Flórida e Yucatan. Wilson (1975) foi o pioneiro na elaboração de um
modelo compreensivo para o ambiente das plataformas carbonáticas, estabelecendo
um padrão de cinturões de fácies que é referência até os dias de hoje.
Read (1985) define com detalhe as morfologias plataformais e do tipo
rampa, incluindo o comportamento da distribuição das fácies internamente. Para este
autor, as rampas carbonáticas caracterizam-se por apresentar mergulhos suaves,
5
Na língua inglesa são utilizados os termos platform e shelf, que são igualmente traduzidos para o
português como plataforma.
76
geralmente menores que 1º, com as fácies de alta energia situando-se próximas à
costa. No sentido da bacia não ocorre uma quebra significativa no talude e as fácies
passam gradativamente para fácies de águas mais profundas e menor energia. Dois
tipos principais de rampa são definidos: rampas homoclinais e rampas distalmente
escarpadas. As plataformas são feições morfológicas com uma área rasa
relativamente plana, com uma quebra marcante nas bordas em direção às águas mais
profundas. Podem apresentar barreiras na borda ou serem de topo plano, anexadas a
uma massa continental ou isoladas. Possuem larguras variáveis, de poucos a centenas
de quilômetros. Normalmente arbitra-se em 10 quilômetros de largura a separação de
plataformas estreitas (<10 km), e largas (>10km).
Burchette & Wright (1992) definem uma plataforma carbonática na
descrição de sucessões carbonáticas, incluindo rampas, plataformas com bordas e
edifícios isolados, enfatizando as diferenças entre os conceitos de rampa e plataforma
sob o ponto de vista morfológico e sedimentológico. James & Kendall (1992)
definem uma carbonate platform como um amplo edifício formado pela acumulação
de sedimentos em uma área subsidente, incluindo rampas e bancos carbonáticos e,
carbonate shelf como um tipo particular de plataforma ligada ao continente. Tucker
& Wright (1990) apresentam uma compilação de diferentes classificações para
plataformas carbonáticas, classificando-as em: plataformas com borda (rimmed
shelf), rampas, plataformas epéiricas, plataformas isoladas e plataformas afogadas
(Fig. 20).
Handford & Loucks (1993) em seu clássico trabalho sobre seqüências
deposicionais carbonáticas, igualmente sumarizam os tipos de morfologias
deposicionais carbonáticas em plataformais e rampas, conforme a figura 21. Outros
aspectos pertinentes à caracterização das rampas carbonáticas serão retomados nas
discussões acerca das metodologias de análise utilizadas na definição das fácies e
respectivos ambientes deposicionais.
77
Figura 20. Classificação das plataformas carbonáticas, segundo Tucker & Wrigth
(1990).
Figura 21. Classificação das plataformas carbonáticas, segundo Handford & Loucks
(1993).
78
4.3. A “Fábrica Carbonática”
Esse termo é utilizado para designar os ambientes marinhos rasos
dominados por sedimentação carbonática, seja pela precipitação inorgânica do
carbonato de cálcio da água do mar, pela formação de carapaças de organismos que
habitam o fundo marinho ou pela formação de bancos de algas e recifes. As
condições para o desenvolvimento destes sistemas são rigorosas e complexas e
envolvem controles de natureza diversa, como a tectônica e a eustasia, o clima,
parâmetros oceanográficos e o influxo de terrígenos (Tucker & Wright, 1990).
4.3.1. Os principais controles na deposição carbonática – Tectônica, Clima,
Aspectos oceanográficos e variações relativas do nível do mar
Os principais fatores que controlam a deposição carbonática são a
tectônica, o clima e as variações relativas do nível do mar (Tucker & Wright, 1990).
Juntos, a tectônica e o clima controlam os requisitos básicos para o início do
desenvolvimento dos sedimentos carbonáticos. Estabelecidas as condições
ambientais propícias ao desenvolvimento da fábrica carbonática, as variações
relativas do nível do mar ditarão a distribuição faciológica e a geometria dos estratos.
Tectônica
A tectônica controla um dos primeiros requisitos para a ocorrência da
sedimentação carbonática: a ausência de um influxo significativo de sedimentos
siliciclásticos no ambiente deposicional, principalmente de material argiloso,
controlando os altos topográficos e o direcionamento da drenagem que alcança a
bacia deposicional. Os principais ambientes de deposição carbonática atuais, como as
Bahamas e o Golfo da Arábia, estão consideravelmente isolados da chegada de
siliciclásticos ou ocorrem em regiões áridas. No entanto, caso ocorra a ação de
correntes marinhas e/ou baixos topográficos que impeçam ou redirecionem os
sedimentos siliciclásticos que chegam na bacia, estes dois sistemas deposicionais
podem ocorrer conjuntamente (Tucker & Wright, 1990).
79
Clima
O clima é um dos fatores que exerce o maior controle no
desenvolvimento dos sistemas carbonáticos determinando, desta forma, o local de
ocorrência e a natureza da fábrica carbonática, o potencial de litificação e o tipo de
sedimentos associados aos carbonatos, entre outros fatores.
Segundo Handford & Loucks (1993), os mares tropicais são mais
saturados em CaCO
3
que os mares temperados. Esta diferença afeta tanto nas taxas
de produtividade dos organismos calcários quanto na capacidade de litificação
precoce dos sedimentos formados. Assim sendo, os primeiros são considerados
produtores carbonáticos mais efetivos.
O clima influencia diretamente nos tipos de sedimentos que estarão
associados aos depósitos carbonáticos em uma seqüência deposicional. Enquanto
climas áridos e circulação oceânica restrita favorecem a deposição de rochas
evaporíticas, os climas úmidos favorecem a deposição siliciclástica. Se as fontes de
sedimentos terrígenos estiverem nas adjacências do ambiente carbonático, as
diferenças climáticas poderão afetar, também, a maneira como estes sedimentos
chegarão à bacia deposicional: climas úmidos favorecem a deposição flúvio-deltáica
e os climas áridos, a deposição eólica (Handford & Loucks, 1993).
A forma com que o clima afeta a sedimentação carbonática verifica-se
em uma escala temporal bastante ampla: desde mudanças climáticas de longo
período (milhões de anos), causadas por mudanças paleogeográficas dos continentes,
até alterações de alta freqüência (Ciclos de Milankovitch). Segundo Fitchen (1997),
as mudanças climáticas na escala temporal das oscilações orbitais podem afetar
significantemente vários dos parâmetros que atuam diretamente na produção dos
sedimentos carbonáticos: temperatura superficial dos mares, padrões de circulação de
águas profundas, oxigenação, salinidade, temperatura do ar, umidade, precipitação
pluviométrica, glaciação e influxo de sedimentos siliciclásticos. Durante os ciclos de
clima úmido, a entrada de sedimentos siliciclásticos pode afetar consideravelmente a
produção carbonática de água rasa, devido à entrada de água meteórica e alterações
na turbidez da água. Climas secos e mais quentes têm a tendência de aumentar
significantemente a produtividade orgânica (Fitchen, 1997; Handford & Loucks,
1993; Tucker & Wright, 1990). Ainda, nos sistemas carbonáticos, mudanças
80
climáticas podem causar uma contração do cinturão tropical/subtropical, reduzindo a
área de ocorrência dos carbonatos.
Durante os rebaixamentos do nível do mar, nas áreas expostas das
plataformas carbonáticas, os processos diagenéticos podem variar em intensidade,
dependendo do tempo de exposição. Nestas áreas, o clima exerce um papel
importante: nos climas áridos predomina a dolomitização e nos climas úmidos, a
carstificação e a formação de calcretes (Sarg, 1988; Tucker et al., 1993).
Aspectos oceanográficos e variações relativas do nível do mar
A produção dos sedimentos carbonáticos é reflexo de vários fatores
ambientais. Especialmente importantes no controle da sedimentação carbonática
estão a profundidade e turbidez da lâmina d’água, variáveis na salinidade,
temperatura, oxigenação e na circulação de água. Como a maioria dos organismos
produtores é bentônica e fotossintética, a produtividade é basicamente controlada
pela zona fótica, determinada pela profundidade e turbidez da água. A fábrica
carbonática é altamente produtora na coluna d’água de 10 a 20 metros, onde a luz
não é um fator limitante do crescimento dos organismos calcários. Abaixo desta
profundidade, a luz passa a ser fator restritivo da produção orgânica, já que sua
ausência impede a fotossíntese (Schlager, 1992). O aumento da turbidez da água
normalmente relaciona-se à elevação nas taxas de influxo terrígeno na plataforma
carbonática e influencia negativamente a produtividade orgânica, reduzindo as taxas
de sedimentação carbonática de duas maneiras: restringindo a profundidade de
penetração da luz solar e pela obstrução dos sistemas respiratórios e alimentares das
algas e organismos filtradores.
Outros dois fatores importantes são a salinidade e a temperatura.
Hoje, observa-se que a deposição carbonática está restrita apenas às latitudes
tropicais e subtropicais, onde a temperatura da água dos oceanos é superior à 15º C e
a salinidade varia de 32 a 40‰ (Wilson, 1975; Fitchen, 1997). Estes dois fatores,
temperatura e salinidade, exercem um controle direto sobre os tipos de organismos
que constituirão a fauna local e, conseqüentemente, os tipos de sedimentos que serão
formados. Assim, são reconhecidos dois tipos principais de associações orgânicas: as
assembléias Foramol e Chlorozoan (Jones & Desrochers, 1992).
81
A assembléia Foramol é caracterizada pela ocorrência de
foraminíferos bentônicos, moluscos, artrópodes, briozoários e algas vermelhas,
típicos de águas mais frias. A assembléia Chlorozoan tem como constituintes
dominantes os corais hermatípicos e as algas verdes calcárias, em associação com os
constituintes da assembléia Foramol, ocorrendo em águas mais quentes, com
temperaturas superiores a 18º C. Ambas associações desenvolvem-se em áreas de
salinidade normal, entre 32 e 40‰ com os corais não resistindo a salinidades
superiores a 40‰, sobrevivendo apenas as algas verdes. A ocorrência de oóides e
agregados são restritos à assembléia Chlorozoan e os pelóides, embora sejam mais
comuns nesta assembléia, são também encontrados nas associações Foramol.
As taxas de circulação e oxigenação da água são requisitos essenciais
ao desenvolvimento de organismos invertebrados dotados de esqueletos calcáreos e
qualquer alteração nesses parâmetros influenciará na produção das carapaças que
compõem os sedimentos carbonáticos.
Áreas de alta energia influenciam diretamente nas taxas de produção
de grãos biogênicos e abiogênicos. As maiores taxas de produtividade estão
relacionadas às áreas onde o regime de ondas e correntes favorecem o crescimento
dos organismos bioconstrutores (devido a oxigenação e a presença de nutrientes) e a
ocorrência de bancos oolíticos (Wright & Burchette, 1996; Hunt & Tucker, 1993;
Handford & Loucks, 1993).
A capacidade dos sistemas carbonáticos de acompanharem as subidas
relativas do nível do mar está diretamente associada ao ambiente deposicional e ao
tipo de fábrica carbonática. Elevados potenciais de crescimento podem ser
específicos para os ambientes de águas rasas, apresentando bioconstruções e as fácies
a estas associadas; enquanto os outros ambientes deposicionais, de águas mais
profundas, podem não ser capazes de acompanhar as altas taxas de subida do nível
do mar, cessando o seu desenvolvimento devido a sua submergência abaixo da zona
fótica (Schlager, 1981).
82
4.4. Modelos de fácies
Um princípio fundamental no estudo de fácies, válido igualmente para
sucessões siliciclásticas e carbonáticas, especialmente tratando-se de microfácies, é a
necessidade de considerar as sucessões verticais de fácies, ao oposto de interpretá-las
isoladamente.
Para os carbonatos, em função de sua qualidade de precisos
indicadores ambientais na escala local, a consideração das sucessões verticais de
fácies pode auxiliar na identificação dos processos deposicionais atuantes na sua
formação (Tucker & Wright, 1990).
Uma importante derivação deste princípio, no que diz respeito ao
estudo de fácies, é a possibilidade de extrapolação lateral de uma sucessão vertical de
fácies. Considerando uma sucessão vertical de fácies contínua, onde sejam ausentes
evidências de erosão ou interrupção na sedimentação, pode-se interpretá-la como o
resultado de ambientes lateralmente contínuos. Este conceito, conhecido como a “Lei
de Walther”, atribui a uma sucessão vertical de fácies a migração lateral destas entre
ambientes contíguos. Partindo desse princípio, é possível desempilhar as fácies
sobrepostas e distribuí-las lateralmente, segundo um ciclo transgressivo-regressivo.
Entretanto, algumas ressalvas acerca deste princípio devem ser
observadas, especialmente tratando-se de ambientes carbonáticos, onde o forte
controle biológico sobre o desenvolvimento das fácies nem sempre obedece
rigorosamente a referida “lei”. Este é o caso dos recifes de pináculos (patch reefs),
cuja estrutura é isolada por natureza e não deriva lateralmente, bem como em
ambientes submetidos a rápidas variações climáticas, onde pode ocorrer a
superposição de fácies derivadas de ambientes não necessariamente adjacentes
(Tucker & Wright, 1990).
Os modelos de fácies carbonáticas conhecidos na literatura
normalmente contemplam as plataformas ou rampas onde a sedimentação
carbonática é dominante, quando não exclusiva. O modelo clássico de fácies e
ambientes carbonáticos, criado por Wilson (1975), abrange nove cinturões de fácies,
compostos por vinte e quatro tipos de microfácies (Fig. 22). Este modelo contempla
as fácies características de todos os subambientes de uma plataforma, desde a zona
litorânea até a bacia marinha, formando, desta forma, um modelo de fácies ideal.
83
Cada subambiente é descrito em termos de composição, biota, tipo de grãos e
estruturas sedimentares presentes, incluindo a ocorrência de sedimentos clásticos.
Figura 22. Modelo de fácies e cinturões carbonáticos. Contempla as principais fácies
características de todos subambientes de uma plataforma, desde a zona litorânea até a
bacia marinha, caracterizando, desta forma, um modelo de fácies ideal. Adaptado de
Wilson (1975).
4.4.1. Fácies carbonáticas e Diagênese
Os principais minerais formadores das rochas carbonáticas, aragonita,
calcita magnesiana e calcita de baixo teor de magnésio são extremamente suscetíveis
a modificações. A água do mar é saturada em carbonato de cálcio, o que permite que
muitos sedimentos depositados em águas rasas possam ser cimentados logo após a
sua deposição, durante a eodiagênese. O efeito do fluxo de águas meteóricas seja
pela difusão nos interstícios dos sedimentos durante a mesodiagênese, seja pela
percolação devido à exposição na telodiagênese, promoverão profundas alterações
diagenéticas nas rochas carbonáticas, como dissoluções, recristalizações,
cimentações e substituições. A identificação e interpretação destes processos, por sua
vez, pode auxiliar no esclarecimento de questões relativas a variações do nível do
mar, sendo importantes ferramentas de análise estratigráfica (Terra, 2001).
A diagênese em carbonatos é um fenômeno complexo, no qual sete
processos principais podem ser definidos: cimentação, micritização microbial,
substituição, recristalização, dissolução, compactação e dolomitização (Tucker,
84
1992). Estes processos envolvem os seguintes minerais carbonáticos: aragonita,
calcita e dolomita. Outros minerais como quartzo, feldspato, argilas, fosfatos, óxidos
de ferro, sulfetos e evaporitos, também podem ocorrer associados.
As rochas carbonáticas são freqüentemente submetidas à ação da
diagênese em três ambientes principais: meteórico (vadoso e freático), marinho
(vadoso e freático) e de soterramento (raso e profundo) (Fig. 23). A diagênese
meteórica pode ocorrer em sedimentos recentemente depositados, caso exista
progradação da linha de costa ou uma suave queda do nível do mar, ou tardiamente,
quando a rocha carbonática é soerguida. No ambiente marinho, a diagênese ocorre no
fundo, em águas rasas e profundas e nas zonas de intermaré e supramaré. No
ambiente de soterramento, a diagênese inicia onde terminam os processos
superficiais, podendo ter dezenas, centenas ou milhares de metros, até o limite onde
iniciam os processos metamórficos (Tucker, 1992).
Figura 23. Ambientes diagenéticos em carbonatos . Modificado de Tucker (1992).
O processo de micritização microbial resulta na formação de
envelopes de micrita em torno dos bioclastos e em grãos sedimentares
completamente micritizados. Os envelopes de micrita possuem um importante papel
durante a diagênese dos fósseis, pois mantêm a forma dos bioclastos compostos por
aragonita e calcita após sofrerem dissolução (Tucker, 1992).
85
A cimentação é outro importante processo diagenético, responsável
pela produção de rochas calcárias a partir do fluxo de fluídos supersaturados através
da porosidade dos sedimentos ou rochas. A mineralogia dos cimentos depende
diretamente das condições químicas da água, particularmente da PCO
2
, proporção de
Mg e Ca e da disponibilidade de carbonato dissolvido (Tucker, 1992). O cimento
pode ser precipitado no interior das cavidades intraesqueletais ou em torno dos grãos
e este processo pode ocorrer tanto em ambientes diagenéticos meteóricos e marinhos
rasos, quanto no fundo marinho e durante a sedimentação.
Substituição é o termo utilizado na descrição dos processos de
substituição dos elementos químicos originais, por exemplo substituição do
carbonato de cálcio das conchas por sílica, pirita ou limonita e até mesmo por novo
carbonato de cálcio. Na Recristalização, a composição química original é
preservada e as alterações ocorrem na estrutura cristalina dos minerais, como
exemplo a recristalização do mineral original aragonita - CaCO
3
instável, de conchas
e cimentos por calcita - CaCO3 estável (Tucker, 1992).
Muitas rochas carbonáticas sofrem dissolução por conseqüência do
fluxo de fluidos saturados por seus poros. Este é o principal processo em ambientes
diagenéticos meteóricos e marinhos rasos podendo, da mesma forma, ocorrer no
fundo marinho e durante a sedimentação. Após a dissolução, é comum observar-se
preenchimento por um cimento de anidrita e/ou por um mosaico de calcita espática
(Tucker, 1992).
A compactação ocorre durante o processo de soterramento,
resultando em uma maior aproximação dos grãos sedimentares, podendo acarretar
seu fraturamento e eventual dissolução dos pontos de contato. A compactação
química precede a formação de estilolitos e dissolução das junções, quando a
profundidade do soterramento excede algumas centenas de metros de sobrecarga
(Tucker, 1992).
A dolomitização é um dos principais processos de alteração de muitas
rochas carbonáticas. Embora conhecido desde o século passado, este processo ainda
é motivo de muito debate (Tucker, 1992). Atualmente, existem diversos modelos de
dolomitização, porém, são controvertidos e não resolvem de forma completa o
“problema dolomita”. Isto porque a dolomita é reconhecida em rochas sedimentares
de todas as idades, ocorrendo sob a forma de espessas e extensas camadas que datam
do pré-Cambriano ao Cenozóico. Não existem evidências geológicas de que a
86
formação da dolomita tenha ocorrido sob condições incomuns de temperatura e
pressão, embora as tentativas de reprodução de dolomita em laboratório, sob
condições sedimentares normais, não tenham obtido sucesso. Quando analisados os
ambientes atuais, observa-se que, embora a água do mar seja supersaturada em
relação à dolomita, o mineral não se precipita no ambiente marinho normal em
volumes significativos. Atualmente, os exemplos conhecidos estão associados a
pequenos volumes de dolomita em formação em ambientes especiais como os
Sabkhas, lagos salgados, planícies de maré, plataformas carbonáticas isoladas,
ambientes anóxicos marinhos profundos e fontes hidrotermais. O volume de
dolomita encontrado nestes depósitos modernos não é suficiente para explicar os
espessos depósitos existentes no registro geológico. Estas contradições colocaram em
cheque um dos princípios fundamentais da geologia, o uniformitarismo, levantando
interessantes questões acerca do “problema dolomita”, muitas das quais permanecem
em aberto desde o século passado e mantêm a controvérsia entre autores até os dias
atuais (McKenzie, 1991).
Os processos descritos acima compõem o grupo de feições
diagenéticas observadas nos carbonatos da Formação Itaituba, os quais serão
apontados novamente na descrição das fácies carbonáticas. Os produtos diagenéticos
mais comuns nas lâminas petrográficas analisadas foram a dissolução, a cimentação
e a dolomitização. Estes são processos característicos de plataformas carbonáticas
rasas submetidas a períodos de exposição subaérea, sendo os eventos de
dolomitização, aqueles que possuem um maior significado estratigráfico, merecendo,
desta forma, um enfoque mais detalhado.
Por dolomitização entende-se o processo diagenético através do qual
um calcário originalmente composto por carbonato de cálcio, CaCO
3
, é parcial ou
completamente transformado em bicarbonato de cálcio e magnésio, CaMg (CO
3
)
2
, o
mineral dolomita. Esta transformação pode ocorrer como precipitação direta de
cimento dolomítico nos interstícios dos grãos ou como substituição do mineral
calcita, via dissolução/reprecipitação sob a forma do mineral dolomita.
Alguns pontos de discussão acerca da origem das dolomitas já foram
determinados. Sabe-se que a precipitação da dolomita primária é restrita a ambientes
especiais e que a maior parte da dolomita presente no registro geológico é de origem
secundária, através da substituição da calcita (McKenzie, 1991; Tucker & Wright,
1990). Sabe-se também que, para que ocorra a dolomitização, duas condições
87
fundamentais têm que ser consideradas: uma ampla fonte de íons Mg
2+
e um
mecanismo pelo qual o fluído enriquecido nesses íons seja bombeado através do
sedimento carbonático. As fontes potenciais de fluído são a água do mar ou fluídos
de subsuperfície de origem marinha ou meteórica. A primeira é mais comumente
aceita para os processos diagenéticos em ambientes rasos, a segunda, melhor se
aplica a processos diagenéticos profundos. Os mecanismos de bombeio para
percolação do fluído dolomitizante através dos sedimentos são descritos nos vários
modelos de dolomitização existentes (McKenzie, 1991; Tucker & Wright, 1990).
Não é objetivo deste capítulo discutir os modelos de formação da
dolomita, portanto, serão apenas mencionados importantes aspectos pertinentes à
cinética do processo de dolomitização onde destaca-se: a dolomita não é amplamente
precipitada no ambiente marinho normal devido a problemas cinéticos na formação
do mineral. Entre as mais importantes barreiras cinéticas está a estrutura cristalina
altamente ordenada do mineral dolomita. No ambiente marinho normal, que é
supersaturado em CaCO
3
, outros minerais carbonáticos como a aragonita e a calcita
magnesiana, cuja estrutura cristalina é mais simples, são preferencialmente
precipitados. As elevadas taxas de precipitação do carbonato constituem outro fator
que favorece a precipitação de minerais de CaCO
3
, estruturalmente simplificados
(Tucker & Wright, 1991). Estas barreiras cinéticas são eventualmente superadas em
função do aumento nas taxas de evaporação da água do mar, através de sua diluição
por águas meteóricas ou pela redução de CaSO
4
. Em função do aumento nas taxas de
evaporação da água do mar, ocorre a precipitação de gipsita, anidrita e aragonita, que
retiram o íon Ca
++
da solução, aumentando a salinidade e a razão Mg/Ca,
favorecendo, desta forma, a precipitação de dolomita (Tucker & Wright, 1991).
A precipitação de CaCO
3
sob a forma de aragonita e CaSO
4
, como
anidrita e gipsita, juntamente com a dolomita, é uma associação normal em
ambientes rasos de alta salinidade, como Sabkhas marginais, por exemplo. Este
mecanismo é proposto para explicar a precipitação de dolomita nos modelos de
refluxo (seepage-reflux). Este modelo envolve a geração de fluídos ricos em Mg
2+
,
por efeito da evaporação da água de uma laguna ou planície de maré, seguida da
percolação descendente destes fluídos através dos carbonatos subjacentes, a recarga
de águas marinhas na laguna é feita através de canais de maré ou por infiltração
através das ilhas de barreiras (Tucker & Wright, 1991).
88
A diluição da água do mar por águas meteóricas é o princípio
fundamental dos modelos de dolomitização em zonas de mistura. Neste modelo têm-
se como princípio básico a formação de uma zona quimicamente propícia à formação
de dolomita, no contato entre as águas meteóricas e marinhas. A mistura dos dois
fluídos cria uma zona de águas com alta razão Mg/Ca e baixa salinidade, eliminando
alguns obstáculos cinéticos à precipitação da dolomita. A recarga de águas
meteóricas é dada por exposição da plataforma à ação de chuvas ou por avanço da
frente de águas meteóricas (Tucker & Wright, 1991). Assim, a água do mar fornece o
Mg
2+
e as águas meteóricas, saturadas em CO
2
, permitem a precipitação do mineral
dolomita por inibição das barreiras cinéticas, dada pela redução da razão Ca/Mg. A
redução do volume de SO
4
, importante inibidor na precipitação da dolomita, também
ocorre em função da precipitação de sulfatos de cálcio, gipsita e anidrita. Esta
redução melhor explica a precipitação de dolomita em Sabkhas modernas se
comparada com simples aumento na proporção Mg/Ca (Tucker & Wright, 1991).
Outros importantes indicadores de antigos ambientes de
dolomitização, que são independentes de zonas de dolomitização, são os isótopos
estáveis. A utilização desta ferramenta na caracterização de antigos ambientes de
dolomitização está se tornando cada vez mais difundida na comunidade científica. As
águas marinhas de ambientes evaporíticos deixam evidências isotópicas nas
dolomitas formadas sob sua influência. As dolomitas modernas formadas nestes
ambientes são caracterizadas por altos valores de d
18
O e d
13
C. No ambiente marinho
raso, sob a influência de um influxo de água doce continental, que é, geralmente
enriquecida nos isótopos leves,
16
O e
12
C, os valores de d
18
O e d
13
C tendem a ser
mais negativos (Fritz & Smith, 1970; Land, 1980; Tucker & Wright, 1991; Becker,
2001; Buonocunto, 2002).
Na análise de fácies, algumas zonas de dolomitização foram
identificadas e classificadas. Os critérios utilizados para a caracterização das fácies
dolomíticas foram os mesmos utilizados por Matsuda (2002) que analisou em detalhe
as fácies dolomíticas da seção em estudo, contribuindo consideravelmente no
entendimento dos processos envolvidos na sua gênese. Para tanto, o autor realizou
estudos petrográficos, analisando o tamanho dos cristais, a textura, a presença e o
tipo de cimentos, moldes evaporíticos, terrígenos, matéria orgânica, recristalização,
entre outros fatores, e mineralógicos, analisando as concentrações de Fe, Mg, Mn,
Na, Sr (ppm), MgCO
3
(mol%), CaCO
3
, (mol %) (Fe+Mn)CO
3
(mol %) e
89
geoquímicos, verificando as assinaturas isotópicas de d
18
O, d
13
C. Assim, definiu a
ocorrência de 3 tipos de dolomitas: Dolomitas do tipo A – formadas no Sabkha
hipersalino, ocorrendo em conjunto com evaporitos e moldes evaporíticos e
apresentando raros bioclastos; dolomitas do tipo B – formadas por substituição ou
preenchimento de poros em wackstones/packstones e mudstones/grainstones, sendo
originada a partir de águas hiposalinas na zona de mistura em função de eventos de
queda do nível do mar relativo e dolomita do tipo C – correspondendo à alteração
diagenética secundária das dolomitas dos tipos A e B. A figura 24 ilustra o modelo
de dolomitização proposto por Matsuda (2002), onde os processos de formação de
dolomita dos tipos A e B são concomitantes. Enquanto a dolomita do tipo A é
formada na zona hipersalina, a dolomita do tipo B é formada nos carbonatos
depositados logo abaixo, na zona de mistura.
Figura 24. Modelo de dolomitização. A figura superior exemplifica o modelo de formação
contemporânea das dolomitas dos tipos A e B. Observe que a dolomita do tipo A é formada
na zona hipersalina, enquanto a dolomita do tipo B, na zona de mistura, logo abaixo. A
associação entre as águas hipersalina, marinha e meteórica caracterizam a zona de mistura.
Na figura inferior está a representação da aplicação do modelo de dolomitização no perfil
deposicional sugerido para a seção estudada. Observe que a zona de mistura é formada nos
carbonatos porosos. Neste modelo, os processos de formação de dolomita dos tipos A e B
são concomitantes e, enquanto a dolomita do tipo A é formada na zona hipersalina, a
dolomita do tipo B é formada nos carbonatos depositados logo abaixo, na zona de mistura.
Modificado de Matsuda (2002).
90
A caracterização das dolomitas e a identificação e interpretação dos
processos atuantes na sua formação são fundamentais na construção do contexto
paleoambiental onde estes carbonatos foram depositados e podem auxiliar no
esclarecimento de questões relativas a variações do nível do mar, sendo importantes
ferramentas de análise estratigráfica.
As discussões acerca das assinaturas isotópicas obtidas nos carbonatos
analisados serão apresentadas com maior detalhe no capítulo 6, que versa sobre a
Estratigrafia Isotópica.
4.4.2. Fácies carbonáticas e Ciclicidade
Apesar de o arranjo de fácies em uma seção poder apresentar-se de
forma aleatória, freqüentemente ocorre sob a forma de padrões cíclicos. A origem
destes ciclos não é de fácil reconhecimento e pode estar ligada a variações orbitais,
autociclos, ciclos de evolução orgânica ou química. Enquanto alguns autores
atribuem a origem desses ciclos às variações relativas do nível do mar, onde a
presença da sedimentação carbonática indica nível de mar ascendente ou alto, e a
presença de terígenos indica nível de mar descendente ou baixo, outros advogam
causas diversas para os ciclos, como variações climáticas e/ou tectônicas, que
afetariam as taxas de influxo sedimentar terrígeno na bacia (Sarg, 1988; James &
Kendall, 1992; Handford & Loucks, 1993). Wilson (1975) discute várias hipóteses
sobre as possíveis origens dos ciclos carbonáticos, abrangendo os fatores eustáticos,
tectônicos e climáticos, tanto em caráter local quanto globalmente.
Muitas seqüências carbonáticas consistem em ciclos de raseamento
para o topo (shallowing upward cycles), produzidos por variações relativas do nível
do mar de ordens de mais alta freqüência (Purser et al., 1994). Considerando o
paradigma da Estratigrafia de Seqüências (veja mais detalhes no capítulo V), tais
ciclos raseantes são definidos como parasseqüências de 4ª, 5ª e 6ª ordens. Estas,
comumente exibem variações verticais sistemáticas tratando-se de sua espessura e
composição de fácies ao longo da seqüência, por exemplo, parasseqüências mais
espessas são características de tratos de sistemas de mar alto, enquanto as mais
delgadas, caracterizam tratos de sistemas de mar baixo (Purser et al., 1994). No
capítulo V serão apontados e discutidos os aspectos envolvidos no controle exercido
pelas variações relativas do nível do mar sobre a deposição carbonática.
91
Conforme discutido no capítulo 3, na Formação Itaituba os ciclos
carbonáticos e evaporíticos apresentam um notável padrão de repetição, onde os
conjuntos de ciclos se repetem obedecendo a certa seqüência de posicionamento
estratigráfico. Com base nos estudos sobre a ciclicidade previamente desenvolvidos
para a seção analisada e a partir da definição das fácies carbonáticas, buscou-se
identificar as sucessões faciológicas verticais e suas relações laterais, os processos
atuantes na sua formação e o modelamento dos ambientes deposicionais onde estes
depósitos foram formados. Da mesma forma, a identificação dos produtos da
diagênese, definição dos eventos diagenéticos e suas relações com superfícies
estratigráficas importantes, bem como o estabelecimento de padrões cíclicos nos
processos de deposição. Este consiste no arcabouço inicial a partir do qual serão
desenvolvidos os estudos sobre a tafonomia dos invertebrados presentes na seção
estudada onde, em função do caráter preditivo que pode ser assumido pelas fácies
tafonômicas dentro dos ciclos sedimentares, pretende-se verificar sua aplicação
enquanto ferramenta de análise e resolução estratigráfica na seção em estudo.
Ainda, espera-se estabelecer correlações entre as variações nos sinais
isotópicos na seção estudada com as variações ambientais e nas condições
sedimentares à época da formação dos depósitos estudados. Desta forma, os ciclos de
raseamento, neste capítulo inferidos e comentados, serão discutidos novamente nos
capítulos que versam sobre a tafonomia dos invertebrados e a estratigrafia isotópica,
capítulos 5 e 6, respectivamente.
4.5. Definição das fácies e respectivos ambientes deposicionais
4.5.1. Fácies e ambiente deposicional
Segundo trabalhos anteriores (Carozzi et al., 1972; Szatmari et al.,
1975; Altiner & Savini, 1991; Silva, 1996; Matsuda, 2002), o cenário fisiográfico
que deu origem à sedimentação carbonática da Bacia do Amazonas é caracterizado
como um ambiente plataformal raso, do tipo rampa carbonática.
De acordo com Tucker & Wright (1990), as plataformas carbonáticas
do tipo rampa são aquelas que apresentam um mergulho suave (< 1º), sem uma
quebra acentuada no perfil deposicional separando os ambientes de águas rasas e de
águas profundas. Elas podem ser subdivididas em rampas homoclinais e distalmente
92
escarpadas, sendo que nestas últimas existe uma mudança no gradiente na porção
mais distal. Assim, os ambientes costeiros de águas rasas são caracterizados por mais
alta energia, sendo o local de elevada produtividade orgânica. Tucker (1992), que
traz a divisão de plataformas carbonáticas em cinco categorias principais: rampa com
borda, rampa, epéirica, isolada e inundada; define uma rampa carbonática como uma
superfície inclinada, geralmente composta por uma linha de costa de maior energia,
passando a uma rampa externa de águas profundas mais calmas, periodicamente
afetada por tempestades. Segundo este autor, ao longo da linha de costa pode ocorrer
um complexo de barreiras e planície de maré com lagoas. As grandes estruturas
recifais não são bem desenvolvidas em rampas carbonáticas, mas patch reefs podem
estar presentes na rampa interna enquanto mud mounds e recifes de pináculos podem
ocorrer em águas mais profundas, na rampa externa (Fig. 25).
Figura 25. Modelo deposicional idealizado para o contexto de rampa carbonática e
sua subdivisão em distintos domínios ambientais. Adaptado de Matsuda, (2003);
Tucker & Wright, (1991); Burchette & Wright, (1992) e Tucker, (1992). Legenda
conforme a figura 19.
Em geral, as rampas podem ser subdivididas em três partes, em função
dos processos deposicionais dominantes e fácies resultantes: rampa interna, rampa
média e rampa externa (Tucker & Wright, 1990; Burchette & Wright, 1992) (Fig.
25). A rampa interna compreende a zona acima do nível de base das ondas normais,
onde a atividade de ondas e correntes é quase constante. De modo similar aos
sistemas siliciclásticos, ao longo da linha de costa podem ocorrer depósitos
lagunares, planície de maré e bancos de areia, dependendo da energia das ondas e
correntes. Em rampas sob alta energia, as fácies dominantes são Grainstones
esqueletais, oolíticos ou peloidais. A rampa intermediária situa-se entre o nível de
base das ondas normais e o nível de base das ondas de tempestade, sendo os
processos dominantes, aqueles associados a tempestades. O retrabalhamento nos
93
depósitos de Grainstones por ondas de tempestade são as fácies dominantes neste
intervalo. A rampa externa localiza-se abaixo do nível de base de ondas e
tempestade, caracteriza-se por apresentar baixa energia, com predomínio de
Wackestones, Packstones e Mudstones. Nas rampas distalmente escarpadas, o
aumento da declividade na passagem da rampa intermediária para a rampa externa
faz com que os processos de resedimentação e os depósitos gravitacionais associados
(fluxo de detritos, escorregamentos, turbiditos) sejam comuns, não ocorrendo nas
rampas homoclinais.
4.5.2. Sedimentação e variabilidade litológica durante o Pensilvaniano da Bacia do
Amazonas
A sedimentação durante o Pensilvaniano da Bacia do Amazonas
envolve uma grande variabilidade litológica, com siliciclásticos, carbonatos e
evaporitos. Em cada litologia existe uma multiplicidade de padrões texturais e
estruturas sedimentares internas que, por sua vez, definem um grande número de
fácies e/ou microfácies sedimentares (Silva, 1996). Nos carbonatos pensilvanianos,
por exemplo, Carozzi et al. (1972) definiram a ocorrência de vinte microfácies e
Altiner & Savini (1991), definiram 13 microfácies carbonáticas. Moutinho (2002)
estudando os carbonatos aflorantes na região do Tapajós, definiu a ocorrência de 7
microfácies entre os níveis estudados, representando cinco sub-ambientes distintos
correlacionáveis aos descritos por Shinn (1983): supramaré, intermaré superior,
intermaré inferior, inframaré superior e inframaré inferior. Matsuda (2002) estudando
a seção aflorante do Pensilvaniano da Bacia do Amazonas, definiu a ocorrência de 22
microfácies das quais 17 são carbonáticas e 5, siliciclásticas. Propôs, desta forma, um
modelo de perfil deposicional fisiográfico, que trata-se de uma adaptação baseada
nos modelos teóricos de plataformas carbonáticas em rampa propostos por Selley
(1980) e Anstey & Chase (1979) (Fig. 26).
Os estudos sobre a sedimentação e a variabilidade litológica nos
carbonatos pensilvanianos da Bacia do Amazonas sugerem que, nesta bacia, a
sedimentação carbonática foi amplamente dominada por maré, onde estabeleceram-
se três ambientes deposicionais distintos: inframaré, intermaré e supramaré (Carozzi
et al., 1972; Silva, 1996; Altiner & Savini, 1991; Moutinho, 2002 e Matsuda, 2002).
Em conformidade com os dados obtidos por estes autores, adotou-se o modelo
94
descrito por Shinn (1983) para o Golfo Pérsico para fins de comparação. Apesar de o
Golfo Pérsico possuir fisiografia e energia ambiental diferentes dos modelos
sugeridos para a Bacia do Amazonas, constitui um dos exemplos de ambiente de
planície de maré atual, cujo clima é comparável ao sugerido para a Bacia do
Amazonas à época do Pensilvaniano (posição geográfica favorável à deposição de
evaporitos). Shinn (1983) classifica o Golfo Pérsico dentro de um modelo regressivo
de planície de maré, caracterizando-a como um sistema integrado, composto por três
subambientes básicos: supramaré, intermaré e inframaré. Estes subambientes básicos
incluem: (1) sedimentos de supramaré, depositados acima do nível de ação de ondas
normais e expostos à condições subaéreas na maior parte do tempo, pois são
inundados apenas por marés de tempestades ou de inverno; (2) sedimentos de
intermaré, depositados nas marés altas e baixas normais, expostos uma ou duas vezes
ao dia, dependendo do regime de marés e condições locais de ventos; e (3)
sedimentos de inframaré, que são raramente expostos à condições aéreas. É
importante salientar que dentro deste contexto ambiental ocorrem diversos sub-
ambientes, caracterizados, principalmente, por variações nas condições energéticas e
das taxas de sedimentação, controladas pela profundidade da lâmina d’água. Desta
forma, a partir da análise das microfácies carbonáticas/dolomíticas e siliciclásticas,
incluindo as feições evaporíticas observadas, será possível sua correlação com os 7
subambientes distintos descritos por Shinn (1983): continental, planície de
supramaré, Sabkha de supramaré, supramaré inferior/intermaré superior, laguna
protegida de intermaré, barra bioclástica de intermaré/inframaré superior e inframaré
inferior de baixa energia (Fig. 26).
95
96
No subambiente 1, caracterizado por sedimentos de inframaré (rampa
externa)/intermaré inferior (rampa intermediária), são comuns os folhelhos negros
condensados de mar aberto, freqüentemente bioturbados e cuja ocorrência aumenta
no sentido da bacia. Grainstones, packstones e wackestones de maior energia são as
fácies mais comuns e ocorrem nas proximidades dos bancos bioclásticos.
Apresentam grãos esqueletais de fauna marinha e sua ocorrência decresce bacia
adentro.
O subambiente 2 localiza-se na rampa intermediária, que inclui a
intermaré inferior. Este ambiente é dominado pela barra bioclástica, que separa o
domínio de mar aberto (intermaré inferior/inframaré) da laguna protegida de
intermaré. A barra bioclástica é considerada o local de maior produção carbonática e
é formada por organismos de fauna marinha, incluindo briozoários e corais,
importantes indicadores das condições ambientais, pois são organismos sensíveis a
variações de salinidade e energia no ambiente, como será discutido à frente. Os
restos orgânicos destes organismos são freqüentemente submetidos à ação de ondas e
correntes, sendo as fácies dominantes os grainstones oolíticos e bioclásticos. Ondas
de tempestades e correntes de maré também retrabalham os restos orgânicos,
afetando as comunidades e formando depósitos estratificados de packstones e
grainstones oolíticos e bioclásticos.
O subambiente 3 é representado pela laguna protegida de intermaré.
Nela, predominam baixa energia e salinidade normal, a temperatura e os padrões de
circulação são diferenciados. Neste contexto ambiental as fácies dominantes
correspondem a mudstones e wackestones lamosos de baixa energia, freqüentemente
ricos em matéria orgânica e bioturbados. Os packstones e grainstones podem ocorrer
secundariamente. Neste domínio lagunar as oscilações na salinidade são periódicas,
tendo como resultado, a precipitação de evaporitos, como é o caso da gipsita e
anidrita, e, conseqüentemente, a formação de moldes evaporíticos resultantes da
dissolução destes. Ainda, as variações nas taxas de salinidade e temperatura,
associadas às condições de baixa energia, favorecem o desenvolvimento de
organismos oportunistas, como gastrópodes e ostracodes, adaptados a condições
ambientais instáveis. Em função da proximidade com as áreas submetidas à
97
exposição sub-aérea, a ocorrência de grãos terrígenos, oncóides e pelóides pode
contribuir na formação das fácies.
O subambiente 4 compreende os tapetes microbiais de intermaré e
supramaré inferior, localizados na rampa interna e submetidos a condições salinas a
hipersalinas. A microfácies dominante corresponde a laminações microbiais, ricas
em matéria orgânica, ocorrendo em associação com evaporitos, grãos terrígenos e
acumulados de restos esqueletais. Estes elementos são, normalmente, transportados
da região restrita vizinha por correntes de maré e ondas de tempestade e ocorrem,
preferencialmente, trapeados pelo tapete microbial. Cabe salientar que a presença de
conglomerados intraformacionais, originados de gretas de dissecação, são comuns,
da mesma forma que a cimentação de água rasa e a fácies dolomita lamosa
singenética, formada em períodos de evaporação intensa. A fauna presente é
composta por gastrópodes, ostracodes e foraminíferos e a bioturbação é escassa,
ocorrendo em associação com a entrada de água marinha no ambiente.
O subambiente 5 compreende uma zona marginal muito rasa e
restrita, caracterizada como zona de Sabkha, extremamente evaporítica. Localiza-se
atrás da planície e é submetida a extremas condições de hipersalinidade, podendo
apresentar lagos eventuais. A hipersalinidade é ideal para a formação de depósitos
dolomíticos e evaporíticos, com conseqüente precipitação de gipsita e anidrita.
Assim, a presença de organismos é rara, resumindo-se, basicamente, a tapetes
microbiais intercalados com matéria orgânica. Os grãos terrígenos como quartzo,
feldspato e argila são comuns em associação com as dolomitas e evaporitos.
O subambiente 6 localiza-se na planície de supramaré, entre a zona
restrita hipersalina e o continente. Caracteriza-se por ser um ambiente plano e
lamoso, com sedimentação siliciclástica. As fácies dominantes correspondem a
arenitos com estratificações sigmoidais, siltitos com gretas de contração e arenitos
sílticos finamente laminados. A fácies mais comum corresponde a siliciclásticos e
intraclastos de carbonatos em associação com tapetes microbiais. Adicionalmente,
depósitos evaporíticos e dolomíticos podem se formar quando as marés altas e de
tempestade introduzem água marinha no contexto.
O subambiente 7 corresponde a uma área francamente continental,
onde predominam ambientes fluviais e eólicos. As fácies dominantes são arenitos
estratificados, siltitos e argilitos. Esta é a zona de recarga de água doce para o
98
sistema de dolomitização, conforme os modelos de Tucker (1992) supra
mencionados.
Estes microambientes distribuem-se lateralmente na planície de maré,
sugerida como cenário de deposição dos carbonatos estudados, sendo sua
distribuição vertical uma importante ferramenta na interpretação das oscilações do
nível relativo do mar. Devido à variedade de microambientes formados no contexto
de rampa intermediária, as fácies wackestones, packstones e grainstones podem
ocorrer intercaladas. Desta forma, além da descrição faciológica, ressalta-se a
importância de verificar a composição faunística, seu estado de conservação e a
presença de feições diagenéticas nas fácies analisadas, visando o adequado
entendimento de sua distribuição lateral.
4.5.3. Métodos - Descrições petrográficas e de microfácies
Descrições petrográficas
Para a análise das fácies, além dos estudos em campo, foram
analisadas e descritas 200 lâminas petrográficas, conforme caracterizado no capítulo
2. O material sedimentar analisado corresponde à rochas siliciclásticas, carbonáticas
e evaporíticas coletadas na seção aflorante correspondente ao topo da Formação
Monte Alegre e porção inferior da Formação Itaituba. A análise das microfácies foi
realizada com o auxílio de microscópio petrográfico e adotou como critérios de
diferenciação faciológica atributos descritivos e interpretativos (Quadro 2).
99
DESCRIÇÃO PETROGRÁFICA
Lâmina petrográfica nº: Amostra: Ciclo:
01. ( ) Braquiópode
02. ( ) Crinóide
03. ( ) Equinóide
04. ( ) Briozoário
05. ( ) Ostracode
06. ( ) Trilobita
07. ( ) Foraminífero
08. ( ) Bivalve
09. ( ) Gastrópode
11. ( ) Coral
12. ( ) Pelóides
13. ( ) Oolitos
14. ( ) Oncolitos
15. ( ) Intraclastos
16. ( ) Sedimentos detríticos
17. ( ) Estrutura microbial
18. ( ) Bioturbação
19. ( ) Molde de dissolução – aloquímico
20. ( ) Molde evaporítico
21. ( ) Mineral evaporítico
22. ( ) Chert
23. ( ) Micrita espática
24. ( ) Dolomicrita espática
25. ( ) Fosfato
26. ( ) Matéria orgânica
27. ( ) Argilas Esboço
28. ( ) ______________
Matriz:
Estrutura primária:
Estrutura secundária:
Bioturbação:
Feições diagenéticas:
Microfácies
Descrição:
Energia:
Ambiente deposicional:
Tipo de rocha:
Classificação de Dunham:
Questões e observações:
Quadro 2. Atributos descritivos e interpretativos utilizados na diferenciação e
classificação das microfácies.
100
Tratando-se dos atributos descritivos tem-se:
Grãos – descritos quanto sua natureza – bioclastos, oólitos, pelóides e intraclastos - e
freqüência na lâmina.
Acessórios – descritos quanto sua composição – quartzo, feldspato, glauconita,
fosfato, entre outros – e freqüência na lâmina.
Cimento – descrito quanto o tipo – acicular, mosaico granular, franja prismática,
entre outros – e proporção de ocorrência na lâmina.
Matriz – descrita quanto sua natureza – peloidal ou micrítica – e presença e
proporção de ocorrência na lâmina.
Seleção – descrita quanto sua qualidade, em função da regularidade granulométrica
das fácies.
Diagênese – descrita quanto sua natureza – dolomitização, dissolução,
recristalização – quanto sua textura e extensão de ocorrência na lâmina.
Os atributos interpretativos são:
Energia deposicional - estimada a partir da natureza dos bioclastos – foraminíferos,
corais, braquiópodes -, do tipo de arcabouço – grão ou matriz suportado -, seleção
dos grãos e da presença ou ausência de matriz (micrita). Existe um consenso de que a
energia do ambiente, tratando-se de carbonatos, deve ser aferida de maneira distinta
dos siliciclásticos (Dunham, 1962; Wilson, 1975; Tucker & Wright, 1990). De uma
maneira geral, o volume de micrita na rocha reflete o grau de agitação no ambiente,
podendo ser tomado como parâmetro para estimativa da energia deposicional. As
lamas carbonáticas tendem a se depositar no ambiente lagunar calmo ou no
talude/fundo oceânico. Um aumento na energia tende a diminuir o volume de micrita
no ambiente, aumentando a razão grãos/matriz no arcabouço e favorecendo a seleção
e arredondamento dos grãos (Tucker & Wright, 1990; Tucker, 1991). Deve-se
considerar, no entanto, as diferenças entre os sedimentos silicilclásticos e
carbonáticos com relação a seu comportamento hidráulico já que, ao contrário dos
ambientes com sedimentação siliciclástica, os sedimentos carbonáticos nem sempre
estão em equilíbrio hidráulico com o ambiente. É o caso, por exemplo, dos tapetes
microbiais em ambientes marinho rasos, os quais trapeiam a lama carbonática entre
os grãos bioclásticos e estes resistem a correntes com energia muito superior a seus
equivalentes não trapeados, o que pode conduzir a interpretações errôneas quanto à
energia deposicional.
101
Ambiente deposicional – partindo da premissa de que os sedimentos
carbonáticos são essencialmente autóctones, pode-se interpretar o ambiente
deposicional a partir de dois critérios principais. 1. as indicações ecológicas
fornecidas pelos organismos componentes dos sedimentos, incluindo aspectos
tafonômicos; 2. a organização interna da rocha (fábrica), que é função da energia
ambiental. A natureza dos bioclastos identificados, seu estado de preservação, as
feições texturais das rochas, associados a energia deposicional estimada para o
ambiente, foram os critérios utilizados para a interpretação do ambiente deposicional
que caracteriza cada uma das fácies. Considerando a variedade de microambientes
formados no contexto de rampa intermediária, igualmente a possível ocorrência
intercalada das fácies carbonáticas, alguns critérios de diferenciação foram adotados,
visando o adequado entendimento de sua distribuição lateral.
Para as fácies de wackestones e packstones, em função de sua ampla
distribuição no contexto de planície de maré, foram atribuídos como critérios de
diferenciação sua composição faunística e a presença ou ausência de elementos
evaporíticos e terrígenos. De uma forma generalizada, a ocorrência de elementos
evaporíticos, como moldes de gipsita e vugs formados pela dissolução de anidrita,
bem como dos minerais evaporíticos propriamente ditos, e de siliciclásticos, como
grãos de quartzo e feldspato, caracterizam as fácies mais proximais, de supramaré e
intermaré.
Da mesma forma, as fácies compostas por organismos tolerantes à
maiores variações nas condições ambientais, como a oxigenação e salinidade, que é o
caso dos ostracodes, caracterizam as fácies proximais, de supramaré e intermaré,
onde as variações nesses parâmetros são mais acentuadas. Do contrário, as fácies
onde predominam elementos cuja estrutura esqueletal não tolera grandes variações
na energia ambiental, como é o caso dos briozoários fenestrados, são definidas como
fácies mais profundas, de inframaré, depositadas em contextos ambientais afetados
com menor intensidade pelas ondas normais. Da mesma forma, braquiópodes
productídeos, dotados de finos espinhos para auxiliar na sua fixação à substratos
lamosos e instáveis, são típicos de contextos onde a energia ambiental é baixa, em
função da delicadeza de suas carapaças e ornamentações. Ocorrem,
preferencialmente, associados à ostracodes, foraminíferos e elementos esqueletais de
equinodermas em fácies lamosas com evidências de evaporitos e presença de
102
siliciclásticos. Caracterizam, desta forma, fácies proximais, interpretadas como
depositadas na laguna protegida de intermaré.
Assim, buscou-se interpretar as fácies carbonáticas e siliciclásticas
considerando as variáveis supra mencionadas, na tentativa de estabelecer o melhor
entendimento de sua distribuição lateral, que corresponde ao arcabouço inicial sobre
o qual os estudos tafonômicos, isotópicos e sobre a ciclidade serão desenvolvidos.
As microfácies
O estudo microfaciológico revelou um variado conjunto de fácies
entre os níveis estudados, principalmente calcáreas e dolomíticas, sendo as
silicilásticas menos freqüentes. Face a grande variabilidade de microfácies, foi
necessária a adoção de um esquema classificatório generalizado e adaptável, de
forma que permitisse sistematizar as descrições faciológicas. As particularidades
inerentes a cada fácies serão apontadas e discutidas na integração dos dados, que
compreende a descrição detalhada da seção.
Assim, foram individualizadas 26 litofácies, das quais 18 são
carbonáticas, 3 dolomíticas e 5 siliciclásticas. As fácies carbonáticas foram
classificadas texturalmente e interpretadas em termos de ambiente deposicional a
partir da classificação dos carbonatos de Dunham (1962) e as fácies dolomíticas, de
acordo com a definição proposta por Matsuda (2002). Igualmente foram
considerados os esquemas propostos por Wilson (1975) e Flügel (1982, 2004). As
fácies siliciclásticas foram descritas em conformidade com prévios trabalhos
desenvolvidos por Castro (1984), Castro et al. (1988), Eiras & Matsuda (1995) e
Matsuda (2002).A completa descrição faciológica da seção estudada está resumida
sob a forma de tabela apresentada no final deste capítulo (Tabela 1).
Fácies siliciclásticas
Dois horizontes predominantemente siliciclásticos destacam-se na
seção estudada (Fig. 27). O primeiro encontra-se na seção aflorante as margens do
Rio Tapajós e caracteriza os últimos depósitos eólicos da Formação Monte Alegre
(Fig. 27A). O outro ocorre na base da pedreira III e é considerado por Matsuda
(2002) equivalente ao marco estratigráfico M-65 de Szatmari et al. (1975) (Fig.
103
27D). As rochas siliciclásticas ocorrem, também, entre duas unidades carbonáticas
aflorantes na seção do Rio Tapajós (Fig. 27B) e intercaladas aos carbonatos nas
pedreiras I e II (Fig. 27C). As fácies siliciclásticas foram subdivididas em 5
microfácies, em conformidade com as subdivisões propostas, em estudos anteriores,
por Castro (1984), Castro et al. (1988), Eiras & Matsuda (1995) e Matsuda (2002).
Fácies arenito estratificado – FAE – em campo, corresponde aos arenitos que
caracterizam o topo da Formação Monte Alegre (Fig. 28A). São extensos corpos
arenosos com estratificações cruzadas tabulares e tangenciais de grande porte. Os
grãos são predominantemente quartzosos (95% de acordo com difração de raios-x),
de cor branco à pálido, circulares a subcirculares e variam de tamanho médio à
grande, bimodalmente distribuídos (Fig. 28B). De porosidade elevada, em torno de
25% e permeabilidade superior a 1D. As texturas e estruturas sedimentares sugerem
que esta fácies corresponde à arenitos de origem eólica.
Fácies arenito com estratificação sigmoidal e gretas de ressecamento – FAESG –
corresponde a uma seqüência de rochas siliciclásticas de aproximadamente 4,5
metros de espessura, ocorrendo entre duas unidades carbonáticas na base da seção
estudada (Fig. 29). Corresponde a uma típica seqüência granodecrescente ascendente
(finning upward), composta por arenitos finos e sílticos. Esta unidade sobrepõe-se a
carbonatos ricos em bioclastos e pelóides e é recoberta por uma unidade dolomítica
não fossilífera. Eiras & Matsuda (1995) subdividiram esta seção siliciclástica em
duas fácies e estas serão adotadas neste trabalho:
Fácies arenito com estratificação sigmoidal – FAES – esta fácies caracteriza-se pela
coloração esverdeada a acinzentada, textura fina a muito fina e presença de grãos
sub-angulares a sub-arredondados de quartzo e feldspato e esparsos fragmentos de
folhelho (Fig. 30). Em função da dissolução de alguns grãos de K-feldspato, a rocha
apresenta alta porosidade, em torno de 22% (Fig. 30A). Laminações cruzadas
cavalgantes e amplas estratificações cruzadas sigmoidais são típicas dessa fácies, da
mesma forma que laminações planares e cruzadas tabulares (Fig. 30B). As texturas e
estruturas sedimentares sugerem que esta fácies corresponde à arenitos de origem
deltáica.
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Fácies siliciclásticos com gretas de ressecamento – FSGR - esta fácies ocorre em
sobreposição e, por vezes, intercalada à fácies FAES (Fig. 31). Caracteriza-se pela
coloração amarelada a rosácea, textura fina a muito fina e presença de uma
consistente camada onde ocorrem gretas de ressecamento. Castro (1984), Castro et
al. (1988) e Eiras & Matsuda (1995) interpretam essa unidade como depósitos de
inter-maré superior/supramaré, nas proximidades de espraiamentos de deltas.
Fácies siliciclásticos laminados – FSL – esta fácies de aproximadamente 9 m de
espessura ocorre no topo da seção estudada, em sobreposição aos carbonatos da
pedreira II e caracteriza a base da pedreira III (Fig. 32). Esta unidade é referenciada
por Matsuda (2002) como correspondente ao Marco Estratigráfico M-65 de Szatmari
et al. (1975), o qual poderia ser correlacionado através de perfis de poços por toda a
bacia. Caracteriza-se pela ocorrência de arenitos de textura fina a muito fina, com
abundantes marcas de ondas (Fig. 32A) e laminações centimétricas de siltitos ricos
em matéria orgânica, incluindo fragmentos fósseis de vegetais continentais. Nesta
seção, ocorre uma consistente camada de carvão, com aproximadamente 40 cm de
espessura (Fig. 32B). Em termos de ambiente deposicional, esta fáceis correlaciona-
se com um contexto lagunar-pantanoso, nas adjacências da planície de maré.
Fácies de folhelho – FF – são 4 os níveis de folhelho presentes na seção estudada
(Fig. 33). Destes, destaca-se o folhelho que ocorre na base da pedreira I, com
aproximadamente 30 cm de espessura. Dentre as feições diagnósticas estão a
coloração negra, presença de fraturas, elevado conteúdo orgânico e a presença de
nódulos silicosos (Fig. 33A). O folhelho da base da pedreira II, com 20 cm de
espessura, apresenta coloração esverdeada escura a acinzentada (Fig. 33B). Na base
apresenta-se laminado, tornando-se maciço próximo ao topo. A presença de
bioturbação identificada como Zoophycos sp. distingue esta fácies das demais. Uma
fina camada de folhelho laminado, rico em matéria orgânica ocorre no topo da
pedreira II, intercalado com fácies carbonáticas fossilíferas. O último folhelho
registrado na seção encontra-se no topo da pedreira III e, da mesma forma que os
folhelhos da base da pedreira I e da base da pedreira II, é caracterizado como fácies
de máximo afogamento, relacionada ao contexto deposicional de inframaré.
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Fácies dolomíticas
Três microfácies dolomíticas são definidas para a seção estudada e
baseiam-se nas descrições e classificação propostas por Matsuda (2002). Estas
ocorrem como lentes ou corpos irregulares, predominantemente dolomíticos, em
associação com arenitos na base da seção (Fig. 34A); em associação com
siliciclásticos bimodalmente distribuídos, matéria orgânica e elementos fósseis (Fig.
34B); níveis de acamamento fino, revestindo as seções siliciclásticas (Fig. 34C); e
associadas a Mudstones e Folhelhos (Fig. 34D).
Fácies de dolomita no arenito – FDA – caracterizada pela ocorrência de lentes ou
camadas irregulares de dolomita em estreita relação com fácies de arenitos. As lentes
dolomíticas variam em tamanho, podendo chegar à vários metros em diâmetro e 1
metro em espessura. As camadas irregulares podem apresentar-se discoidais ou
dicontínuas lateralmente (Fig. 35). A análise das lâminas delgadas revelou a
ocorrência de dolomicroespato não fossilífero em associação com arenitos de textura
fina à média, moderadamente selecionados (Fig. 35A).
Fácies de dolomita recristalizada – FDR – Esta microfácies ocorre em 2 horizontes
na seção da beira do Rio Tapajós. O primeiro, consiste em doloespatito e
dolomicroespatito de coloração pálida à amarelada, em associação com grãos
siliciclásticos arredondados e bimodalmente distribuídos, matéria orgânica, pelóides
e abundantes moldes de moluscos gastrópodes (Fig. 36A). O segundo, caracteriza-se
por uma camada de espessura variável entre 20 a 50 cm, contínua lateralmente por
mais de 2 km. Segundo Matsuda (2002), esta camada caracteriza
litoestratigraficamente a porção mais inferior da Formação Itaituba, sobrepondo-se às
fácies de arenito com estratificação sigmoidal – FAES – e siliciclásticos com gretas
de ressecamento – FSGR – (Fig. 36B). Este nível dolomítico é compacto e
resistente, consistindo em doloespatito e dolomicroespatito de coloração pálida à
amarelada, em associação com grãos de quartzo arredondados e bem selecionados
(Fig. 36B). Fósseis são ausentes e dolomita rombohédrica e calcita espática ocorrem
sob a forma de cimento, preenchendo os poros irregulares e vugs de dissolução.
Nódulos de calcita e sílica microcristalina, resistentes e irregulares, são freqüentes e
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interpretados como possível produto da substituição de evaporitos. Nas seções mais
superiores, a porcentagem de quartzo decresce significantemente e registra-se a
ocorrência esporádica de elementos fossilíferos de origem marinha.
Fácies de dolomita lamosa – FDL – Cinco horizontes de dolomita lamosa ocorrem
na seção estudada (Fig. 37). Composta por dolomicritos ricos em siliciclásticos, de
coloração negra à esverdeada pálida, laminados, massivos ou, ocasionalmente
blocosos, são facilmente desagregados. Esta microfácies associa-se com uma baixa
ocorrência de elementos fossilíferos, ocorrendo alguns horizontes com carapaças de
braquiópodes bem preservados. Análises de difração de raios-x demonstraram um
elevado conteúdo de quartzo e feldspato em associação com a dolomita. Nódulos de
quartzo microcristalino são comuns e ocorrem como produto da substituição de
minerais evaporíticos. Segundo Matsuda (2002), estas fácies de dolomita lamosa são
formadas no Sabkha hipersalino (Fig. 37).
O primeiro nível de dolomita lamosa tem aproximadamente 40 cm de
espessura e localiza-se intercalado com a fácies de dolomita recristalizada na seção
às margens do Rio Tapajós (Foto 1). A análise das lâminas delgadas revelou que
nesta fácies a dolomicrita ocorre em associação com grãos siliciclásticos muito finos
e argilosos (Foto 1).
Na base da pedreira I esta fácies ocorre em uma camada de
aproximadamente 45 cm, de coloração escura, laminada, fraturada e caracterizada
pela ausência de fósseis. A presença de nódulos arredondados de quartzo
microcristalino, de coloração esbranquiçada e tamanhos variando entre 5 e 10 cm é
comum e identificada como produto de substituição de evaporitos. A análise das
lâminas delgadas revelou a ocorrência de dolomicrita e dolomicroespato em
associação com a matriz lamosa (Foto 2).
Na pedreira II, a dolomita lamosa ocorre disseminada sob a forma de
lentes escuras de dolomicrito dentro de um horizonte de carbonato cristalino
amarelado. Em lâmina delgada, observa-se a ocorrência de dolomicrito marrom,
dolomicroespato e calcita espática. Esta última parece refletir os produtos de
substituição de evaporitos (Foto 3).
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Os horizontes de dolomita lamosa mais consistentes ocorrem na
metade superior da pedreira I e na seção entre as pedreiras I e II (Fig. 37). Estas têm
como principais feições diagnósticas a coloração cinza esverdeada e sua
apresentação sob a forma laminada ou, menos freqüente, massiva. Em lâmina, sob a
ação de luz polarizada, em alguns horizontes, destaca-se a ocorrência de anidrita,
caracterizada em função de sua alta birrefringência (Foto 4). Ainda, esses horizontes
caracterizam-se pelo elevado teor de elementos quartzosos, entre 25 e 70% (de
acordo com análises de difração de raios x) e matéria orgânica. Segundo Matsuda
(2002), anidrita e nódulos silicificados com típica estrutura de tela de galinheiro
foram obtidos de amostras do testemunho de sondagem B#14.
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Fácies Carbonáticas
As fácies carbonáticas correspondem à 70% do volume total de
lâminas petrográficas analisadas. Associam-se com um diversificado conteúdo
fossilífero e apresentam diferentes graus de dolomitização e cimentação por calcita
espática. De um modo geral, os horizontes calcáreos nas seções à beira do Rio
Tapajós, pedreiras II e III apresentam uma espessura média de 20 cm, enquanto na
pedreira I, são claramente mais espessos, com espessura média de 40 cm (Fig. 38).
As fácies carbonáticas foram classificadas texturalmente a partir da
classificação dos carbonatos de Dunham (1962) e dentre as 18 fácies descritas,
destacam-se 5 grupos principais: Mudstones, Wackestones, Packstones, Grainstones
e Boundstones. Destas, apenas as fácies de grainstones são caracteristicamente grão-
suportadas, sendo as demais suportadas por lama carbonática (matriz), e
diferenciadas em função da proporção de partículas bioclásticas presentes. Os
boundstones correspondem à fácies onde os componentes foram selados durante sua
formação, anteriormente a sua deposição e consolidação como rocha.
Fácies Calcário Recristalizado (FCR) – calcários provavelmente originados de lama
micrítica depositada em supramaré e intermaré, ocorrem na seção que conecta as
pedreiras I e II e na metade superior da pedreira II (Fig. 39). São comumente
quartzosos e apresentam evidências de exposição subaérea, caracterizadas por
feições de dissolução. Estas correspondem a porosidade e vugs originados da
dissolução de evaporitos, preenchidos por cimento de calcita espática. Os cristais de
calcita, subédricas a anédricas são, em sua maioria, arredondados (Foto 5). Nesta
fácies, é freqüente a ocorrência de quartzo microcristalino em associação com
microespato e calcita espática, preenchendo vugs (Foto 6). Os bioclastos são raros e
representados por esparsos fragmentos de equinodermas e ostracodes.
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Mudstones
Os Mudstones foram divididos em 3 fácies principais:
Fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita (FMBG) – esta fácies é
composta por bioclastos de braquiópodes productídeos flutuando em uma matriz
micrítica/microespática. Secundariamente, moluscos gastrópodes e bivalves,
ostracodes, foraminíferos fusulinídeos e elementos esqueletais provenientes de
equinodermas estão presentes. Moldes de gipsita substituídos por calcita espática são
a feição diagenética mais comum nesta fácies, enquanto filmes (seams) de dissolução
e estilolitos ocorrem secundariamente. Os calcáreos correspondentes à esta
microfácies localizam-se na porção média da pedreira II, com aproximadamente 4 m
de espessura e no topo da pedreira III, com 5 m de espessura (Fig. 39). São
acinzentados e apresentam micro estratificações do tipo Hummocky. Esta fácies
sugere um ambiente deposicional lamoso de baixa energia, correlacionável à laguna
protegida de intermaré superior, na retaguarda dos bancos oolíticos. As feições mais
características desta fácies estão representadas na fotos 7 a 12.
Fácies mudstone bioclástico peloidal (FMBP) – esta fácies ocorre nas pedreiras I e II
(Fig. 39) e caracteriza-se pela ocorrência de fragmentos de braquiópodes,
equinodermas, ostracodes, foraminíferos fusulinídeos e moluscos bivalves e
gastrópodes suportados por uma matriz empelotada, composta de micrita,
dolomicrita e dolomicroespato. Os grãos siliciclásticos são abundantes e sua
ocorrência sugere a deposição desta fácies em contextos proximais. Dissoluções
preenchidas por calcita espática e estilolitos são feições diagenéticas comuns,
ocorrendo secundariamente. Os bioclastos apresentam-se orientados, sugerindo
deposição em um contexto de baixa energia, suficiente para alinhar os elementos
esqueletais sem removê-los efetivamente. A composição faunística sugere uma
comunidade de águas rasas, principalmente pela ocorrência de ostracodes e moluscos
gastrópodes e bivalves, que são organismos melhor adaptados às condições instáveis
dos contextos proximais. Igualmente, a ocorrência de espaços dissolvidos,
interpretados como resultado da dissolução de evaporitos, sugerem deposição em
contextos proximais, mais salinos. Assim, esta fácies sugere deposição num contexto
proximal, dentro da laguna protegida de intermaré. Esta fácies está representada nas
fotos 13 e 14.
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Fácies mudstone bioclástico com terrígenos a ostracodes (FMBTO) – esta fácies
ocorre em dois horizontes na pedreira I (Fig. 39) e é composta por escassos
elementos fragmentados provenientes das carapaças de braquiópodes e esqueletos de
equinodermas em associação com uma grande concentração de ostracodes.
Caracteriza-se, também, pelo elevado conteúdo de elementos siliciclásticos, onde
grãos de quartzo e feldspato misturam-se aos elementos bioclásticos na matriz
lamosa. Esta, por sua vez, é composta por micrita, dolomicrita e dolomicroespato
(Fotos 15 e 16). Mais uma vez, a composição faunística, com predomínio de
ostracodes, sugere deposição em um contexto ambiental hipersalino. Da mesma
forma, o elevado conteúdo de elementos siliciclásticos, aponta para deposição em um
ambiente proximal, neste caso, sugerido como a laguna protegida de intermaré.
É provável que o nível caracterizado pela fácies FCR - calcário
recristalizado – na seção que conecta as pedreiras I e II seja um relicto de uma fácies
FMBTO - mudstone bioclástico com terrígenos a ostracodes – homogeneizado em
função dos processos diagenéticos pós deposicionais, como a dolomitização e a
recristalização.
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Wackestones
Carbonatos com esta textura são típicos de ambientes de intermaré
inferior/inframaré e compostos basicamente por organismos de fauna marinha.
Fácies wackestone bioclástico (FWB) - composta por bioclastos de fauna marinha,
principalmente carapaças de braquiópodes fibrosos e prismáticos, crinóides,
equinóides, briozoários, ostracodes e foraminíferos fusulinídeos. Menos freqüentes e
abundantes são os bioclastos de trilobitas e moluscos gastrópodes e bivalves. A
ocorrência de bioturbação é uma feição comum nesta fácies, principalmente nas
porções superiores das seções correspondentes às pedreiras I e II (Fig. 40). Micrita e
microespato compõem a matriz porém, dolomicrita e dolomicroespato ocorrem em
associação com a micrita na pedreira I. Particularmente nesta fácies, observa-se a
ocorrência de diferentes modos de preservação dos bioclastos, onde seu grau de
desgaste e fragmentação varia de fragmentos indicando intenso retrabalhamento à
ocorrência de formas delicadas intactas, sugerindo deposição em contextos de baixa
energia não sujeitos a retrabalhamento posterior. Assim, a assinatura tafonômica dos
bioclastos, em conjunto com as variações na composição faunística e aspectos
químicos da fácies FWB - wackestone bioclástico – permitiu que esta fosse ora
relacionada a contextos ambientais proximais, de elevada salinidade e energia e ora, à
contextos ambientais distais, abaixo do nível de ação de ondas normais.
A predominância de bioclastos de ostracodes, foraminíferos
fusulinídeos e moluscos gastrópodes, associados a elementos fragmentados
provenientes de braquiópodes e equinodermas, ocorrendo em conjunto com
elementos siliciclásticos e feições de dissolução preenchidas por calcita espática,
sugerem deposição em contextos proximais, dentro da laguna protegida de intermaré
(Foto 17). Contrariamente, a ocorrência de bioclastos de briozoários, trilobitas e
escassos ostracodes, levemente orientados, em associação com baixa concentração de
siliciclásticos e evaporitos, sugerem que as fácies que os contêm foram depositadas
em condições de águas calmas, correspondendo ao ambiente de intermaré
inferior/inframaré (Fotos 18 e 19).
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Fácies wackestone bioclástico a ostracodes (FWBO) – esta fácies ocorre na porção
mediana da pedreira I, associada à uma fácies de packstone bioclástico a ostracodes
(Fig. 40) e por este motivo está representada inserida no horizonte de packstone.
Caracteriza-se pela ocorrência de abundantes bioclastos de ostracodes em associação
com foraminíferos fusulinídeos, moluscos bivalves de conchas finas e fragmentos de
carapaças de braquiópodes e elementos esqueletais de equinodermas. Os bioclastos
encontram-se levemente orientados na matriz que apresenta-se bandeada, o que indica
deposição em condições de baixa energia, suficiente para alinhar os elementos
esqueletais sem removê-los efetivamente. A composição faunística, com
predominância de ostracodes, sugere deposição em condições de salinidade elevada
(Foto 20). Assim, o conjunto de feições observadas sugere que esta fácies se
depositou em um contexto proximal, dentro da laguna protegida de intermaré.
Fácies wackestone bioclástico a briozoários (FWBB) – esta fácies ocorre no topo da
pedreira II (Fig. 40) e caracteriza-se pela ocorrência de grandes fragmentos de
briozoários em associação com fragmentos de carapaças de braquiópodes fibrosos e
crenulados e elementos esqueletais de equinodermas. Menos freqüentes são os
bioclastos de foraminíferos fusulinídeos, ostracodes e moluscos gastrópodes. Os
bioclastos encontram-se levemente orientados na matriz, que apresenta-se empelotada
e bandeada, indicando deposição em condições de baixa energia, suficiente apenas
para alinhar os elementos esqueletais sem retrabalhá-los e removê-los efetivamente.
A composição faunística, com predominância de briozoários, que são organismos
cuja estrutura esqueletal é sensível a grandes oscilações na energia do ambiente,
sugere deposição em condições de baixa energia, provavelmente abaixo do nível de
ação das ondas normais. Assim, o conjunto de feições observadas sugere que esta
fácies se depositou em um contexto distal, menos afetado pela ação das ondas
normais, na intermaré inferior/inframaré. Esta fácies está representada na foto 21.
Fácies wackestone bioclástico a equinodermas (FWBE) - esta fácies ocorre na
metade da seção correspondente a pedreira III (Fig. 40) e caracteriza-se pela
ocorrência de fragmentos de elementos esqueletais de equinodermas. Menos
freqüentes são os bioclastos de braquiópodes, foraminíferos fusulinídeos, ostracodes e
moluscos gastrópodes. Os bioclastos encontram-se levemente orientados na matriz
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que apresenta-se bandeada, sugerindo deposição em condições de baixa energia. Os
grãos siliciclásticos são comuns, indicando deposição em condições proximais. É
provável que os elementos esqueletais de crinóides e equinóides tenham sido
transportados de um contexto mais distal, nas proximidades dos bancos bioclásticos
de intermaré para um contexto mais proximal, de menor energia. Assim, o conjunto
de feições observadas sugere que esta fácies se depositou em um contexto proximal,
provavelmente na retaguarda das barras bioclásticas, na intermaré protegida. Esta
fácies está representada na foto 22.
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Packstones
Packstones constituem a textura deposicional mais comum nos
carbonatos depositados durante o Pensilvaniano da Bacia do Amazonas. São
compostos basicamente por bioclastos de invertebrados de fauna marinha, geralmente
fragmentados e orientados por ação de correntes de fundo. A ampla variabilidade das
proporções de constituintes orgânicos torna difícil o estabelecimento de um padrão de
fácies nesta litologia, desta forma, a fácies packstone bioclástico é definida
independentemente das proporções de componentes que formam o arcabouço.
Fácies packstone bioclástico (FPB) - composta por bioclastos de fauna marinha, tais
como fragmentos da carapaça e espinhos de braquiópodes fibrosos, punctuados e
crenulados, elementos da coluna e braços de crinóides, placas esqueletais e espinhos
de equinóides, fragmentos de briozoários, carapaças de foraminíferos, fragmentos
esqueletais de trilobitas e carapaças de ostracodes e menos freqüentes fragmentos das
valvas de moluscos bivalves e conchas de gastrópodes. Bioturbação pode estar
presente e a orientação dos bioclastos, provavelmente pela ação de correntes sugere
que estes sedimentos depositaram-se em ambientes afetados por ondas normais, em
condições energéticas insuficientes para retirar totalmente a matriz. A deposição
destes carbonatos se dá preferencialmente na intermaré inferior. Raros grãos
terrígenos e cimentação do arcabouço por calcita espática são feições comuns a esta
fácies, igualmente, gipsita anédrica e calcita espática ocorrem preenchendo
porosidades irregulares. Esta fácies ocorre na base da pedreira I e base e topo da
pedreira II (Fig. 41). No horizonte da base da pedreira I os bioclastos são
caracteristicamente fragmentados e distribuídos em uma matriz microespática,
enquanto no horizonte do topo, que é rico em micrita, os níveis são intensamente
bioturbados (Foto 23). Nas amostras provenientes da pedreira I, dolomicrita e
dolomicroespato são comuns (Foto 24). Dentre os bioclastos característicos desta
fácies, destacam-se aqueles provenientes das carapaças de braquiópodes do gênero
Composita sp., em função da estrutura prismática característica deste gênero, que o
diferencia dos demais grupos de braquiópodes fibrosos, punctuados e pseudo-
punctuados (Foto 25). As fotos 26 a 29 exemplificam as feições características da
fácies FPB.
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Nos horizontes onde a proporção de constituintes orgânicos permite
uma diferenciação em função de táxons dominantes, a fácies Packstone Bioclástico
recebeu denominações específicas. Assim, 5 fácies são distinguidas:
Fácies packstone bioclástico a equinodermas (FPBE) - esta fácies ocorre nas
pedreiras I e II (Fig. 41) e caracteriza-se pela ocorrência predominante de bioclastos
de equinodermas, tais como placas da coluna, braços e espinhos de crinóides e placas
e espinhos de equinóides. Secundariamente, observam-se fragmentos de carapaças de
braquiópodes e moluscos bivalves, fragmentos de briozoários e trilobitas, ostracodes,
foraminíferos fusulinídeos e moluscos gastrópodes, levemente orientados ao plano de
acamadamento. Os grãos siliciclásticos e pelóides são comuns. O conjunto de feições
observadas permite sugerir que esta fácies tem como contexto deposicional a
intermaré. A fácies FPBE está representada nas fotos 30 e 31.
Fácies packstone bioclástico a braquiópodes (FPBB) - esta fácies corresponde ao
último packstone da pedreira I, àquele que ocorre na seção que conecta as pedreiras I
e II, denominado testemunho B#14, e ao primeiro packstone da pedreira II (Fig. 41).
Caracteriza-se pela ocorrência de abundantes bioclastos de braquiópodes fibrosos,
punctuados e crenulados, tais como fragmentos das carapaças e espinhos. Embora
dominantes, ocorrem associados à elementos esqueletais provenientes de
equinodermas, briozoários, ostracodes, trilobitas, foraminíferos fusulinídeos e raros
moluscos gastrópodes e bivalves. Pelóides e grãos siliciclásticos ocorrem
subordinadamente na matriz micrítica. Esta fácies está representada nas fotos 32 e 33
e sua deposição se dá preferencialmente no contexto de intermaré.
Fácies packstone bioclástico a pelóides (FPBP) - esta fácies ocorre nas pedreiras I e
II (Fig. 41) e é composta por abundantes pelóides distribuídos na matriz
micrítica/microespática. Em associação, são comuns os bioclastos provenientes de
carapaças de braquiópodes, equinodermas, ostracodes e foraminíferos fusulinídeos.
Dentre os gêneros de foraminíferos presentes, destaca-se a ocorrência de
Paleonubecularia sp., que segundo Altiner & Savini (1991), caracteriza contextos
ambientais de intermaré inferior. Bioclastos provenientes de briozoários, trilobitas e
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moluscos gastrópodes e bivalves são raros. Esta fácies está representada nas fotos 34
a 36 e o conjunto de feições observadas sugere que sua deposição seja
preferencialmente no contexto de intermaré inferior.
Fácies packstone bioclástico a foraminíferos (FPBF) - esta fácies ocorre na pedreira
II e, em ambos os casos, gradam verticalmente para fácies de packstone bioclástico
(Fig. 41). Caracteriza-se pela ocorrência predominante de foraminíferos fusulinídeos,
seguida por equinodermas e braquiópodes, em ordem decrescente de abundância.
Secundariamente, observam-se fragmentos de briozoários, ostracodes e pelóides.
Novamente, destaca-se a ocorrência de Paleonubecularia sp. dentre os gêneros de
foraminíferos presentes, indicando deposição em contextos ambientais dentro da
intermaré inferior. Esta fácies está representada nas fotos 37 e 38.
Fácies packstone bioclástico a ostracodes (FPBO) - esta fácies ocorre na metade
superior do terceiro packstone da pedreira I (Fig. 41). É composta por abundantes
bioclastos de ostracodes, correspondendo à valvas desarticuladas e espécimens
articulados, que são predominantes. Caracteriza-se pela ocorrência de elementos
dispersos na matriz sem orientação preferencial, distribuídos em duas classes de
tamanho. Secundariamente, ocorrem bioclastos de moluscos bivalves, carapaças e
espinhos de braquiópodes fibrosos, crenulados e punctuados, elementos da coluna,
braços e espinhos de crinóides e placas e espinhos de equinóides, fragmentos de
briozoários e foraminíferos fusulinídeos dentre os quais, observa-se o gênero
Paleonubecularia sp. Os grãos siliciclásticos e pelóides são raros. A ocorrência de
bioclastos de ostracodes em duas classes de tamanhos sugere mortandade de formas
juvenis e adultas o que pode ser indicativo de um gradual aumento na salinidade do
ambiente, permitindo o desenvolvimento preferencial destes organismos, que são
mais resistentes a variações na salinidade. Esta fácies é interpretada como típica de
intermaré e está representada nas fotos 39 e 40.
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Grainstones
Em termos gerais, a distribuição das rochas sedimentares na seqüência
pensilvaniana da Bacia do Amazonas mostra que esta consistiu em uma área ampla e
relativamente rasa, caracterizada por sedimentação de baixa energia. As fácies de
grainstones registram os escassos tipos de depósitos de moderada a elevada energia
presentes nesta bacia durante o Pensilvaniano, depositados em ambiente de intermaré,
nas proximidades dos bancos bioclásticos. A figura 42 mostra a distribuição dos
horizontes identificados como grainstones na seção estudada.
Fácies grainstone peloidal a foraminíferos (FGPF) – composta basicamente por
foraminíferos fusulinídeos associados a pelóides, secundariamente ocorrem
fragmentos de crinóides, braquiópodes, moluscos bivalves e gastrópodes. Os
bioclastos são relativamente selecionados por tamanho e ocorrem em associação com
microespato e matriz espática; os grãos terrígenos são raros e a ocorrência de cimento
composto por calcita espática preenchendo os bioclastos é comum. Ocorre na porção
inferior da seção à beira do Rio Tapajós, de coloração esverdeada e apresentando
abundantes estilolitos, na porção inferior da pedreira I e na porção mediana da
pedreira II e na metade superior da pedreira III (Fig. 42). Esta fácies caracteriza
condições energéticas moderadas e representa a intermaré. Esta fácies está
representada nas fotos 41 e 42.
Fácies grainstone bioclástico (FGB) – compostos por bioclastos fragmentados de
braquiópodes fibrosos e prismáticos, briozoários, foraminíferos fusulinídeos,
ostracodes, trilobitas, crinóides e equinóides; escassos oolitos e pelóides podem
ocorrer. Os grãos terrígenos são raros e a bioturbação e cimentação por calcita
espática são feições comuns nestas fácies (Fotos 43 e 44). Horizontes correspondentes
a esta fácies ocorrem na porção mediana da pedreira I e na porção superior da
pedreira II (Fig.42). O conjunto de feições observadas nesta fácies caracteriza
condições energéticas de elevada energia sugerindo sua deposição no contexto
ambiental de intermaré.
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Fácies grainstone oolítico (FGO) – composta predominantemente por oóides, que são
componentes alóctones não esqueletais, apresenta escassos bioclastos de ostracodes e
moluscos bivalves. Os oóides são predominantemente arredondados à elípticos, sendo
que formas alongadas ocorrem secundariamente. Os núcleos são freqüentemente
formados por grãos aloquímicos e as laminações concêntricas, formadas por micrita.
Os núcleos podem apresentar-se dissolvidos e posteriormente cimentados por calcita
espática. Os grãos apresentam-se cimentados por calcita espática. Esparsos pelóides
e oncolitos com núcleos compostos por crinóides podem ocorrer e a bioturbação é
comum. Os horizontes correspondentes a esta fácies ocorrem na pedreira I (Fig. 42) e
sua espessura média é de 60 cm enquanto as camadas caracterizadas por apresentar
estratificação cruzada possuem espessura média de 10 cm. Esta fácies representa
ambientes de condições energéticas elevadas, típicas de intermaré e está representada
nas fotos 45 e 46.
Boundstones
Os boundstones correspondem à fácies onde os componentes foram
selados durante sua formação, anteriormente a sua deposição e consolidação como
rocha. Dentre eles estão as formações coralíneas e laminações compostas por
cianobactérias, também denominados microbialitos. Na seção estudada, os
boundstones ocorrem sob a forma de laminações microbiais, que caracterizam-se pela
ocorrência de lâminas ricas em matéria orgânica e lama carbonática em associação
com elementos evaporíticos e grãos siliciclásticos. Sua identificação na sucessão
faciológica vertical é importante pelo fato desta fácies ser característica de contextos
ambientais particulares, evaporíticos e hipersalinos, dentro da intermaré
superior/supramaré. Assim, na ausência de outras fácies que caracterizem contextos
deposicionais proximais, as fácies de laminitos microbiais serão fundamentais na
identificação de variações relativas do nível do mar.
Fácies laminito microbial (FLM) – cinco níveis identificados como laminito
microbial ocorrem na seção estudada (Fig. 43) e caracterizam-se pela coloração
cinza escuro e aparência laminada, de fácil desagregação. Em lâmina, não se observa
a presença de bioclastos porém, do material desagregado por ácido acético, para
155
posterior triagem e coleta de microfósseis, foram obtidos elementos esqueletais
provenientes de braquiópodes e equinodermas, bem como elementos conodontes. Na
porção superior da pedreira I, a fácies FLM apresenta calcita espática em associação
com dolomicrita (Fig. 43A) e na porção superior da pedreira II, ocorre sob a forma
de conglomerado intraformacional composto por fragmentos de laminitos suportados
por calcita espática (Fig. 43B). Nódulos de sílica microcristalina zebrada (quartzina)
e calcita espática subédrica, com cristais com até 100 m de diâmetro são feições
comuns a esta fácies (Fig. 43C). O contexto deposicional sugerido para esta fácies
corresponde a intermaré superior/supramaré.
Objetivando a idealização de um modelo esquemático que contemple
os principais ambientes deposicionais envolvidos durante a deposição das rochas
siliciclásticas, carbonáticas e evaporíticas da seção estudada, um conjunto de
informações, obtidas através da análise das fácies, foram utilizadas como critério de
distinção e definição dos ambientes de deposição das rochas analisadas. Para tanto,
além da caracterização das fácies individualmente, foram identificadas fácies
diagnósticas de ambientes particulares e, analisadas as associações verticais de
fácies. Este é o assunto do item que segue.
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157
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4.6. Discussão dos resultados
4.6.1. Fácies e diagênese
Além da definição das fácies carbonáticas, identificação das sucessões
faciológicas verticais e suas relações laterais e dos processos atuantes na sua
formação, a análise faciológica também objetivou o estudo de aspectos diagenéticos
da seção estudada. Assim, foram apontadas feições diagnósticas, úteis na
identificação e interpretação de superfícies estratigráficas, bem como na
interpretação dos dados isotópicos de d
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C e d
18
O. Para tanto, os eventos
diagenéticos foram hierarquizados com base em trabalhos anteriores de Altiner &
Savini (1991) e Becker (1997) que reconhecem e definem uma sucessão cronológica
de eventos diagenéticos para os carbonatos e evaporitos da Seqüência
Carbonífera/Permiana das Bacias do Amazonas e Solimões (Quadro 3).
1. cimento marinho
2. micritização
3. envelopes de argila
4. infiltração de salmouras hipersalinas (nódulos de halita e anidrita)
5. neomorfismo
EODIAGÊNESE
6. compactação mecânica
7. estilolitos/filmes (seams) de dissolução
8. cimento sintaxial
9. dissolução de grãos de quartzo/porosidade móldica/vugs
10. precipitação de anidrita nos poros
11. dolomitização do cimento
12. dolomitização dos bioclastos e oolitos
13. crescimento de quartzo bi-piramidal
MESODIAGÊNESE
14. recristalização devida ao diabásio
Quadro 3. Sucessão cronológica de eventos diagenéticos, reconhecidos nos
carbonatos e evaporitos da Seqüência Carbonífera/Permiana.
Os principais indicativos de atuação de processos diagenéticos precoces nas
fácies analisadas são a micritização dos bioclastos e presença de cimentação por
159
calcita espática, envolvendo os oolitos e bioclastos e/ou ocorrendo dentro de suas
cavidades (Foto 47). Esta feição é comum às fácies de grainsones e packstones e
ocorre através de toda a seção estudada.
O processo de substituição foi observado em fragmentos de carapaças
de braquiópodes e elementos esqueletais de briozoários, manifestada pela
substituição de calcita por sílica (silicificação) (Foto 48). Estas são feições
indicativas de eodiagênese sob influência de águas meteóricas e podem ocorrer tanto
em ambiente meteórico vadoso quanto freático.
Em alguns casos, quando não houve cimentação precoce, a rocha foi
soterrada e submetida a processos de compactação mecânica (Foto 49), caracterizada
pela ocorrência de contatos côncavo-convexos entre os grãos e sua deformação. A
redução da porosidade decorrente deste processo dificulta a percolação posterior de
fluídos, resultando em uma maior preservação das características originais da rocha.
Estágios mais avançados da compactação mecânica são a compactação química e a
dissolução por pressão, decorrentes da crescente solubilidade do material nos
contatos dos grãos e ao longo das interfaces sedimentares, em resposta aos crescentes
esforços. Estes processos geram quantidades significativas de CaCO
3
para a
cimentação durante o soterramento (Tucker & Wright, 1990).
Dentre as estruturas geradas por compactação, os filmes de dissolução
(Foto 50) e os estilolitos (Foto 51) foram identificados nas lâminas observadas. Os
primeiros caracterizam-se pela presença de resíduos insolúveis e matéria orgânica,
possuir um aspecto anastomosado e contornar os grãos no lugar de rompê-los. Os
estilolitos são uma das feições mais típicas dos carbonatos e como característica
principal exibem um padrão serrilhado, com aspecto de sutura entre duas massas de
rocha (Tucker & Wright, 1990).
Com relação às feições diagnósticas, nesta tese utilizadas na
identificação e interpretação de superfícies estratigráficas, bem como na
interpretação dos dados isotópicos de d
13
C e d
18
O destacam-se as feições de
dissolução em função da percolação de fluídos subsaturados, a dolomitização, e a
ocorrência de minerais evporíticos.
Feições de dissolução foram reconhecidas nos bioclastos, bem como
na matriz, caracterizadas, nesta última, pela formação de vugs, estando
aparentemente ligadas a locais onde houve exposição subaérea durante períodos em
que o nível relativo do mar estava baixo (Foto 52).
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Os eventos de dolomitização foram reconhecidos na maioria das
lâminas analisadas e diferem entre si em função do tipo de processo dolomitizante.
Dentre as importantes fácies marcadoras das condições deposicionais, estão as
dolomitas hipersalinas, fácies dolomita lamosa, cuja formação está condicionada a
um contexto de Sabkha hipersalino. Sua ocorrência, normalmente associada à fácies
de laminitos microbiais e nódulos de anidrita, foi interpretada como marcadora de
máximos raseamentos do nível relativo na seção estudada, já que as fácies
francamente siliciclásticas, características de contextos de nível relativo do mar
baixo, são ausentes na maior parte da seção, ocorrendo apenas nos níveis inferiores,
às margens do Rio Tapajós e nos estratos basais da pedreira III.
Considerando o modelo de deposição sugerido por Matsuda (2002), os
níveis que apresentam dolomitização do tipo B foram utilizados na identificação de
processos diagenéticos na zona de mistura, sob a influência de águas meteóricas.
Quando observadas nas fácies analisadas, estas feições foram úteis na identificação e
caracterização processos diagenéticos nos ambientes meteóricos vadoso e freático,
normalmente relacionados a eventos de queda relativa do nível do mar.
Com relação aos minerais evaporíticos, sabe-se que algumas
condições ambientais particulares são necessárias para sua precipitação. Em termos
gerais, para que ocorra a formação da anidrita (CaSO
4
) é necessária a evaporação da
água do mar, em um contexto ambiental de baixa energia, onde a circulação da água
seja limitada. Enquanto a anidrita nodular deposita-se, preferencialmente no Sabkha
costeiro, na supramaré e na intermaré superior, a anidrita laminada é típica de
contextos mais distais, de intermaré inferior, quando submetido a condições de
restrição na circulação de água e elevadas taxas de evaporação. A gipsita
(CaSO
4
2H
2
O) normalmente ocorre associada a evaporitos, como produto da
hidratação da anidrita. O mineral halita (NaCl) é típico de contextos de supramaré,
preferencialmente em lagoas hipersalinas, quando submetidas a condições de intensa
evaporação e aridez, com umidade relativa do ar abaixo de 76%.
Os minerais evaporíticos identificados na seção são a gipsita,
ocorrendo sob a forma de moldes preenchidos por cimento de calcita espática e a
anidrita, observada em associação com dolomicrita. Também, destaca-se a
ocorrência de quartzo microcristalino, apresentando extinção zebrada sob luz
polarizada, feição diagnóstica da quartzina, que é comumente encontrada como
164
mineral de substituição de evaporitos (Milliken, 1979, in Matsuda, 2002). Quando
observadas nas fácies analisadas, estas feições foram úteis na identificação e
caracterização de contextos ambientais de circulação restrita com maiores taxas de
salinidade, preferencialmente relacionados a fases de nível relativo do mar baixo.
4.6.2. Fácies e modelo deposicional
Ainda no que diz respeito a caracterização do contexto deposicional,
além das feições diagenéticas, foram identificadas as fácies diagnósticas dos
diferentes subambientais presentes no perfil deposicional idealizado.
Entre elas, as fácies siliciclásticas de arenito estratificado representam
contextos francamente continentais, correspondendo a areias de origem eólica; as
fácies arenito com estratificação sigmoidal e a fácies siliciclásticos com gretas de
ressecamento, são interpretadas como depósitos de intermaré superior, associadas à
espraiamentos de deltas e a fácies siliciclásticos laminados, correlaciondas à um
contexto lagunar-pantanoso, nas adjacências da planície de maré.
Com relação aos folhelhos, aqueles que ocorrem na base da pedreira I,
na base da pedreira II e no topo da pedreira III são caracterizados como fácies
marinhas de águas profundas, relacionadas ao contexto deposicional de inframaré.
As fácies de laminitos microbiais caracterizam contextos proximais,
dentro da intermaré e ocorrem freqüentemente associadas a fácies de dolomitas
hipersalinas e minerais evaporíticos marcando, desta forma, episódios de nível
relativo do mar baixo.
No que tange às fácies carbonáticas, caracterizam-se como
diagnósticas as fácies de grainstones, formadas sob condições de energia elevada em
ambiente de intermaré, nas proximidades dos bancos bioclásticos (Dunham, 1962).
Neste contexto, as fácies grainstone bioclástico e grainstone oolítico caracterizam
condições energéticas de elevada energia, com deposição no contexto ambiental de
intermaré, enquanto as fácies de grainstone peloidal a foraminíferos caracterizam
condições energéticas mais amenas, ainda associadas ao contexto de intermaré.
165
Com relação aos mudstones, wackestones e packstones são as
variações na sua composição faunística e a presença ou ausência de elementos
evaporíticos e terrígenos que definiram sua distribuição lateral, conforme observado
na descrição das fácies.
Desta forma, com base nas diferentes fácies diagnósticas observadas
na seção estudada, foram individualizadas 7 associações de fácies. A figura 44
apresenta a distribuição lateral das fácies no perfil deposicional idealizado e sumariza
o conjunto de informações utilizado como critério de definição das associações de
fácies.
Associação de fácies A – esta associação é composta por fácies que caracterizam
contextos ambientais proximais (Fig. 44), e são elas: dolomita lamosa, diagnóstica de
Sabkha de supramaré/intermaré superior, grainstone oolítico, diagnóstica do
contexto ambiental de intermaré de alta energia e grainstone bioclástico peloidal a
foraminíferos, característica de intermaré de baixa energia, arenitos com
estratificações sigmoidais e siliciclásticos com gretas de ressecamento, diagnósticos
de supramaré/intermaré superior. Nesta associação ocorre, ainda, a fácies de
dolomita recristalizada, associada a elementos siliciclásticos e nódulos de sílica de
origem evaporítica.
Associação de fácies B – composta por uma associação de fácies que caracteriza
contextos ambientais marinhos abertos (Fig. 44) apresenta na base as fácies
grainstone peloidal a foraminíferos, de deposição preferencial na intermaré de baixa
energia e folhelho, diagnóstica de inframaré, associados a fácies proximais, com a
ocorrência de mudstone bioclástico com terrígenos e ostracodes e wackestone
bioclástico, de deposição na laguna de intermaré. Subindo na seção, ocorrem fácies
de packstone bioclástico e wackestone bioclástico, interpretadas como depósitos de
intermaré inferior/inframaré, de baixa energia. Nesta associação, as fácies de
grainstone e packstone bioclástico peloidal, caracterizam deposição em um contexto
distal, de baixa energia, dentro da inetermaré. No topo do intervalo ocorrem as fácies
grainstone bioclástico e grainstone oolítico, diagnósticas de intermaré de alta
energia, associadas a fácies packstone bioclástico a equinodermas e mudstone
bioclástico peloidal com deposição sugerida na laguna protegida de intermaré.
Ocorrem ainda, packstone e wackestone bioclástico a ostracodes, onde a maior
166
concentração de elementos bioclásticos derivados de carapaças de ostracodes sugere
uma tendência de salinização no ambiente, da mesma forma que a presença de
siliciclásticos permite sugerir deposição num contexto proximal, aqui interpretado
como intermaré. Demonstra, desta forma, uma tendência de salinização do ambiente,
associada a uma fase de queda relativa do nível do mar, que pode ser verificada na
associação de fácies C.
Associação de fácies C – caracterizada pela ocorrência de fácies predominantemente
restritas (Fig. 44), esta associação compreende as fácies diagnósticas de laminito
microbial, com deposição característica do contexto ambiental de intermaré superior/
supramaré e dolomita lamosa, de deposição típica na supramaré. Ocorrem ainda, as
fácies de mudstone bioclástico peloidal, mudstone bioclástico com terrígenos a
ostracodes e wackestone bioclástico com deposição na laguna protegida de
intermaré, fácies packstone bioclástico a braquiópodes, com deposição sugerida no
contexto de intermaré inferior e calcário recristalizado, onde ocorrem bioclastos
provenientes de equinodermas e da carapaça de ostracodes, sugerindo deposição em
contextos restritos, de salinidade elevada. Nesta fácies recristalizada, a presença de
dolomita recristalizada e dissoluções preenchidas por cimento de calcita espática
parece refletir os processos diagenéticos decorrentes da influência de água meteórica
sobre os carbonatos recentemente depositados, sugerindo uma fase de nível relativo
do mar baixo, hipótese que se sustenta em função das características da fácies
seguinte, que corresponde a dolomita lamosa com intercalações de laminitos
microbiais, diagnóstica de supramaré/intermaré superior.
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168
Associação de fácies D – composta por uma associação de fácies que caracteriza
contextos ambientais marinhos abertos (Fig. 44), apresenta um folhelho diagnóstico
de inframaré, nesta associação, considerado como fácies de inundação máxima.
Também ocorrem as fácies de wackestone bioclástico, de deposição na intermaré
inferior/inframaré, grainstone bioclástico peloidal, packstone bioclástico, packstone
bioclástico a braquiópodes, packstone bioclástico a foraminíferos, packstone
bioclástico peloidal típicos de intermaré inferior, wackestone bioclástico e mudstone
bioclástico peloidal característicos de deposição na laguna protegida de intermaré e
laminito microbial, de intermaré superior. Subindo na seção, os elementos
bioclásticos provenientes da carapaça de ostracodes aumentam em abundância, da
mesma forma que o conteúdo siliciclástico. Essa gradação vertical indica o
estabelecimento de condições ambientais mais restritas e uma aproximação da linha
de costa em conseqüência da queda do nível relativo do mar, que pode ser observada
pela associação de fácies E.
Associação de fácies E – composta por uma associação de fácies que caracteriza
contextos ambientais marinhos restritos (Fig. 44), inclui a fácies de dolomita lamosa,
diagnóstica do contexto ambiental de Sabkha restrito de supramaré. Ocorrem
associadas as fácies de mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita, de
deposição na laguna restrita de intermaré, adjacente ao sugerido para a fácies
dolomítica e calcário recristalizado, onde a presença de dolomita recristalizada e
dissoluções preenchidas por cimento de calcita espática refletem os processos
diagenéticos decorrentes da influência de água meteórica sobre os carbonatos
recentemente depositados, sugerindo uma fase de nível relativo do mar baixo.
Associação de fácies F - composta por fácies que caracterizam contextos ambientais
marinhos abertos (Fig. 44), apresenta na base a fácies de grainstone bioclástico,
diagnóstico de intermaré, nas proximidades das barras bioclásticas. Ocorrem,
igualmente, as fácies de laminito microbial, diagnóstico de supramaré/intermaré
superior, wackestone bioclástico de laguna protegida de intemaré, packstone
bioclástico peloidal e packstone bioclástico a foraminíferos, típicos do contexto
ambiental de intermaré de baixa energia, packstone bioclástico e packstone
bioclástico a equinodermas de intermaré e wackestone bioclástico a briozoários que
169
caracteriza o contexto distal de baixa energia, de inframaré e wackestone bioclástico
de intermaré inferior/inframaré. No topo, ocorre a fácies de wackestone bioclástico de
laguna restrita de intermaré, onde a ocorrência de um maior número de elementos
bioclásticos derivados de ostracodes caracteriza um aumento nas condições de
salinidade do ambiente relacionada com a queda do nível relativo do mar, que pode
ser observada na associação de fácies G.
Associação de fácies G - composta por fácies que caracterizam contextos ambientais
marinhos marginais e restritos (Fig. 44), contém a fácies siliciclásticos laminados,
diagnóstica de contextos ambientais continental ou de planície de maré, apresentando
evidências da influência de exposição subaérea e elementos de origem evaporítica.
Ocorrem, também, fácies carbonáticas proximais, representadas pelos wackestone
bioclástico a equinodermas, de deposição na laguna protegida de intermaré,
grainstone bioclástico peloidal a foraminíferos, depósito típico de intermaré, nas
proximidades das barras bioclásticas e mudstone bioclástico com pseudomorfos de
gipsita, típico de contextos proximais e hipersalinos, na laguna de intermaré. Em
função da associação de fácies presente, o folhelho que ocorre intercalado aos
carbonatos associa-se a um contexto marinho profundo, representando a fácies de
máximo afogamento da associação.
Considerando as associações de fácies observadas e, com base nos
estudos sobre a geologia e ciclicidade da Bacia do Amazonas previamente
desenvolvidos (Caputo, 1984; Szatmari et al., 1975; Altiner & Savini, 1991; Silva,
1996; Matsuda, 2002) admite-se que uma plataforma carbonática intracratônica
desenvolveu-se durante o Neopensilvaniano nesta bacia. Segundo Ross & Ross
(1990; in Matsuda, 2002), esta plataforma localizava-se em baixas a médias latitudes,
aproximadamente 30º e 35º S. O perfil deposicional sugerido para este tempo, nesta
bacia, caracteriza uma rampa carbonática semelhante a aquelas extensivamente
documentadas por Shinn (1983), Read (1985) e Burchette & Wright (1992).
Através das analogias existentes e dos resultados obtidos pela análise
e identificação das fácies diagnósticas e suas associações, propõem-se um modelo
deposicional idealizado para as rochas sedimentares analisadas (Fig. 45). Neste
modelo esquemático observa-se os principais ambientes envolvidos durante a
deposição das rochas siliciclásticas, carbonáticas e evaporíticas da seção estudada.
170
171
Conforme discutido no capítulo 1, a coluna litológica correspondente
ao Neopensilvaniano da Bacia do Amazonas inicia com os sedimentos siliciclásticos
de origem eólica correspondentes à Formação Monte Alegre, que são recobertos
pelos extensos pacotes carbonáticos da Formação Itaituba. Tratando-se da seção
aflorante estudada, os horizontes correspondentes ao topo da Formação Monte
Alegre e porção inferior da Formação Itaituba podem ser agrupados em 5 seções
principais:
Seção do Rio Tapajós – se correlaciona com a associação de fácies A
(Fig. 44) e inicia com os arenitos estratificados aflorantes na região de Maloquinha,
caracterizando o topo da Formação Monte Alegre. Apresentando estratificações
cruzadas de grande porte e compostos por grãos bimodalmente distribuídos,
caracterizam depósitos de dunas eólicas, formados em áreas expostas do contexto
ambiental continental.
As primeiras incursões de água marinha sobre os sedimentos eólicos
são registradas pela ocorrência de lentes dolomíticas em associação com os arenitos
aflorantes na região do Igarapé Uricurí. Assume-se que as freqüentes incursões
marinhas introduziram carbonato nos vales entre as dunas, agora representados pelas
lentes dolomitizadas. O desenvolvimento da fácies de dolomita lamosa, caracterizada
pela ocorrência de grãos siliciclásticos bimodalmente distribuídos em associação
com matéria orgânica, pelóides e abundantes elementos fósseis de moluscos
gastrópodes, caracteriza deposição em um contexto marinho restrito, na
supramaré/intermaré superior. O predomínio de elementos faunísticos
monoespecíficos, no caso, os moluscos gastrópodes, que são organismos eurialinos,
caracteriza um ambiente restrito e indica as condições ambientais não eram propícias
ao desenvolvimento de organismos sensíveis a maiores oscilações nas condições
ambientais.
O estabelecimento de francas condições marinhas é observado no
horizonte carbonático identificado como grainstone bioclástico peloidal a
foraminíferos. Este é composto por abundante e diversificado conteúdo fossilífero, e
demonstra o estabelecimento de melhores condições ambientais e o amplo
desenvolvimento da fábrica carbonática, caracterizando sedimentação marinha no
contexto ambiental de intermaré. Estes depósitos marinhos são abruptamente
recobertos por arenitos com estratificação sigmoidal e fácies siliciclásticas com
172
gretas de ressecamento, caracterizando depósitos de frentes deltáicas formados nos
contextos ambientais continental ou de planície de maré. O contexto ambiental muda
novamente, como mostram as fácies dolomíticas que sobrepõem-se aos siliciclásticos
de origem deltáica. Este horizonte dolomítico é associado à nódulos de sílica,
interpretados como produtos da substituição de evaporitos e abundantes grãos de
quartzo e feldspato, indicando proximidade com a linha de costa. Da mesma forma,
os fósseis são raros e representados por esparsos fragmentos no topo da seção,
indicando que estes níveis dolomíticos se formaram no contexto ambiental de Sabkha
hipersalino, no contexto de supramaré.
Seção da Pedreira I – a primeira metade da seção correspondente à pedreira I
correlaciona-se à associação de fácies B e é composta pelos níveis do intervalo entre
21 a 30 metros a contar da base da seção. Caracteriza-se pela predominante
deposição de carbonatos francamente marinhos, principalmente grainstones,
packstones, wackestones e mudstones de contextos deposicionais de intermaré
inferior/inframaré. Na segunda metade da seção, o intervalo entre 30 e 39 metros
correlaciona-se à associação de fácies C, onde as fácies carbonáticas predominantes
são caracteristicamente depositadas em contextos mais proximais, restritos e,
conseqüentemente, salinos. Predominam os wackestones e mudstones típicos da
laguna protegida de intermaré em associação com laminitos microbiais e dolomitas
lamosas de supramaré/intermaré superior.
Seção do testemunho de sondagem nº14 (B#14) - representa a seção que conecta
estratigraficamente as pedreiras I e II entre as alturas de 37 e 43 metros a contar da
base da seção. Correlaciona-se à associação de fácies D e caracteriza-se pela
ocorrência da fácies packstone bioclástico, de deposição francamente marinha,
limitada na base e no topo por fácies típicas de contextos proximais, que são os
laminitos microbiais e as dolomitas lamosas de supramaré/intermaré superior.
Seção da Pedreira II – o primeiro terço da seção correspondente à pedreira II,
composto pelos horizontes do intervalo entre 43 a 47 metros a contar da base da
seção, compreende a associação de fácies D. Caracteriza-se pela deposição
predominante de carbonatos marinhos, principalmente packstones e wackestones de
contextos deposicionais de intermaré inferior/inframaré. Subindo estratigraficamente
173
na seção, o intervalo entre 47 e 56 metros, corresponde à associação de fácies E,
onde as fácies carbonáticas predominantes são caracteristicamente depositadas em
contextos proximais restritos e, conseqüentemente, salinos. Predominam os
mudstones típicos da laguna protegida de intermaré em associação com wackestones
de intermaré e laminitos microbiais e dolomitas lamosas de supramaré/intermaré
superior. O último terço da seção é composto pelos níveis do intervalo entre 56 a 60
metros a contar da base e caracteriza-se pela deposição predominante de carbonatos
marinhos, principalmente packstones e wackestones de contextos deposicionais de
intermaré inferior/inframaré. Estes depósitos marinhos correlacionam-se com a
associação de fácies F e, de forma semelhante a aquela que ocorre na seção do Rio
Tapajós, são recobertos por fácies siliciclásticas que caracterizam a base da seção da
pedreira III.
Seção da Pedreira III – a metade inferior da seção correspondente à pedreira III é
composta pelos níveis do intervalo entre 60 a 80 metros a contar da base da seção e
caracteriza-se pela ocorrência de arenitos laminados em sobreposição aos carbonatos
marinhos da seção anterior. Este horizonte contém abundantes elementos fossilíferos
provenientes de vegetais superiores em associação com intercalações de carvão e
grada verticalmente para fácies de granulação mais fina, com laminações do tipo
tidal bundles. Corresponde à associação de fácies G e caracteriza depósitos fluviais e
de frentes deltáicas formados sob regimes sub-aquosos nos contextos ambientais
continental ou de planície de maré. Acima deste pacote siliciclástico o contexto
ambiental muda novamente, como mostra a fácies siliciclástica com gipsita que
sobrepõe-se aos siliciclásticos de origem deltáica. A gispsita (detectada nesta fácies
em análises de difratometria de raios-x, veja anexo 2) corresponde a um mineral
autigênico cuja deposição, entre outras variáveis ambientais, depende de uma fonte
de água marinha com restrição de circulação e elevada taxa de evaporação, o que
indica que este horizonte tenha se depositado no domínio ambiental de Sabkha
hipersalino, no contexto de supramaré, em função do restabelecimento das condições
marinhas sobre os sedimentos flúvio-deltáicos. Descontando-se um intervalo de
aproximadamente 2,5 metros de sedimentos desabados, o topo da seção, composto
pelos níveis do intervalo entre 72 a 80 metros a contar da base, corresponde à
associação de fácies H e caracteriza-se pela deposição predominante de carbonatos
marinhos, principalmente grainstones, wackestones e mudstones típicos de contextos
174
deposicionais restritos, de intermaré superior e da fácies de folhelho, característico de
inframaré.
Partindo desta análise inicial é possível observar que na seção
estudada, as associações de fácies recorrem ordenadamente. Enquanto dois
horizontes predominantemente siliciclásticos limitam na base e no topo a seção
carbonática, esta, por sua vez, apresenta associações de fácies típicas de contextos
marinhos abertos em sobreposição a outras, preferencialmente compostas por fácies
diagnósticas de contextos proximais, restritos. De fato, conforme discutido no
capítulo 3, esse padrão regular no empilhamento vertical das camadas e sua repetição
associada a ciclos deposicionais é característica comum ao Carbonífero (Einsele et
al., 1991).
Desta forma, a individualização e hierarquização das associações de
fácies observadas na seção estudada, enquanto ciclos deposicionais serão discutidas
no item a seguir.
4.6.2. Fácies e estratigrafia de ciclos
Conforme discutido no capítulo 1, a seção estudada corresponde à
deposição sedimentar em uma região menos subsidente da bacia, onde as fácies
siliciclásticas, carbonáticas e dolomíticas, caracterizadas neste capítulo,
correlacionam-se à contextos ambientais próximos da linha de costa. Por esta razão,
em função do suave declive do perfil deposicional idealizado, as variações relativas
do nível do mar podem ser inferidas com base na sucessão vertical das fácies, uma
vez que seu deslocamento lateral acompanha as oscilações do nível do mar. Ou seja,
as fases de subida do nível relativo do mar promoverão a migração das fácies
marinhas continente adentro enquanto fases de queda do nível relativo do mar ditarão
a migração das fácies continentais bacia adentro (Handford & Loucks, 1993;
Burchette & Wright, 1992; Tucker et al., 1993).
Nesse contexto, conforme discutido no item 4.3.1, os máximos
raseamentos são caracterizados pelo deslocamento das fácies da rampa interna em
direção à bacia ou pela presença de sinais de exposição, identificados pela ocorrência
175
de dolomitização, feição comum no perfil faciológico estudado, o que facilitou a
identificação e caracterização dessas superfícies.
À medida que foram analisadas as relações verticais entre as
associações de fácies estudadas constatou-se que ciclos deposicionais poderiam ser
agrupados em função de suas características composicionais. Generalizadamente, as
associações faciológicas componentes dos ciclos foram individualizadas em função
dos componentes mineralógicos, estruturas sedimentares, composição faunística e
feições de diagênese indicativas de influência de águas meteóricas e da atuação dos
processos de exposição subaérea.
Assim, definiu-se que as associações de fácies (ora típicas de
contextos deposicionais distais, predominantemente marinhos abertos ora,
diagnósticas de contextos proximais, restritos (Fig. 44)) entre dois horizontes
indicativos de queda do nível relativo do mar representam um ciclo de raseamento
para o topo.
Os ciclos raseantes correspondem à uma sucessão de fácies cada vez
mais proximal para o topo e normalmente tem em sua base uma superfície
transgressiva sucedida por fácies marinhas de grainstones, packstones, wackestones e
mudstones, típicas de intermaré inferior/inframaré, até a superfície de máximo
afogamento do ciclo, A partir deste horizonte, a associação de fácies caracteriza-se
pela ocorrência de fácies gradativamente mais proximais até o topo, caracterizando
nível relativo do mar progressivamente mais baixo, culminando com a superfície de
máximo raseamento do nível relativo do mar. Esta superfície é marcada por
sedimentação de Sabkha em associação com evaporitos, nos ciclos de clima árido, ou
siliciclásticos de origem deltáica, nos ciclos de clima úmido.
As variações faciológicas observadas nas associações de fácies que
compõem os ciclos correspondem a variações do nível relativo do mar de menor
magnitude, e são associadas a fases alternadas de circulação marinha
predominantemente aberta ou restrita, correlacionadas as fases de nível relativo do
mar transgressivo ou regressivo, respectivamente.
Assim, definiu-se que a seção analisada é composta por 7 ciclos
raseantes para o topo, com espessura média de 10,5 metros e identificados pela letra
C- seguida do número correspondente (Fig. 46).
176
177
Matsuda (2002) faz referência as variações de salinidade observadas
na seção estudada e atribui à sua formação um controle exercido pelas variações do
nível do mar, o que justificaria a ocorrência coincidente de feições evaporíticas
associadas às fácies de máximo raseamento. De fato, feições evaporíticas são
coincidentes com os topos dos ciclos de raseamento C-1, C-3, C-4, e C-5,
caracterizados pela ocorrência de dolomita lamosa associada a anidrita e nódulos de
quartzo microcristalino, interpretados como produto da substituição de minerais
evaporíticos (Fig. 46). No ciclo C-2, apesar da ocorrência da fácies de dolomita
lamosa, as feições evaporíticas são ausentes, da mesma forma, no ciclo C-6, a
superfície de máximo raseamento é caracterizada pelo horizonte siliciclástico flúvio-
deltáico.
Desta forma, a ocorrência de ciclos formados em contextos marinhos
abertos sobrepondo-se a ciclos depositados em contextos restritos, implica que a
Bacia do Amazonas foi submetida à sucessivos episódios de maior e menor
abrangência de área inundada, onde condições restritas e hipersalinas ou flúvio-
deltáicas, determinadas pelas condições climáticas predominantes, foram
características das fases finais, limitantes destes episódios.
4.6.2.1. Ciclos raseantes
O ciclo C-1 tem espessura aproximada de 10 metros e é composto por
uma associação de fácies que caracteriza contextos ambientais predominantemente
proximais (Fig. 46). A base do C-1 é relacionada à fácies siliciclásticas e
carbonáticas intercaladas que caracterizam a transição entre as Formações Monte
Alegre e Itaituba, dolomitas e carbonatos fossilíferos, registrando o estabelecimento
de condições marinhas, inicialmente restritas, gradando para um contexto ambiental
marinho aberto. Esta fácies francamente marinha é recoberta por siliciclásticos
interpretados como depósitos subaquosos de origem pró-deltáica, de baixa energia e
deposição preferencial na intermaré. A fácies de dolomita recristalizada caracteriza o
restabelecimento de um contexto marinho restrito, na supramaré. O limite superior
do C-1 é definido pela ocorrência de dolomita lamosa, associada a elementos de
origem evaporítica, caracterizando o máximo raseamento do ciclo.
178
O ciclo C-2 tem espessura aproximada de 7 metros e é composto por
uma associação de fácies que caracteriza contextos ambientais predominantemente
proximais (Fig. 46). A base do C-2 é composta fácies de dolomita recristalizada, de
deposição preferencial na supramaré e carbonatos fossilíferos de intermaré,
registrando o restabelecimento de condições marinhas, em um contexto ambiental
marinho proximal. O limite superior do C-2 é definido pela ocorrência do segundo
horizonte de dolomita lamosa, que caracteriza o máximo raseamento deste ciclo.
O ciclo C-3 tem espessura de 10 metros e é composto pela associação
de fácies B, que caracteriza contextos ambientais predominantemente distais (Fig.
46). Na base, é composto por um folhelho interpretado como superfície transgressiva
e carbonatos, com deposição preferencial na intermaré inferior/inframaré, registrando
condições de mar aberto. A partir do horizonte de wackestone bioclástico de
intermaré inferior/inframaré, identificado como máximo afogamento do ciclo, na
altura de 5,5 metros, as fácies gradam verticalmente para fácies com feições
relacionadas a contextos intermediários, representadas por grainstones de maior
energia e mudstones depositados na laguna protegida de intermaré superior. A partir
da altura de 8 metros, a composição faunística com predominância de ostracodes é
indicativa de aumento na salinidade do ambiente, atribuída a uma queda relativa do
nível do mar, que vem a ser confirmada pela sucessão de fácies que caracteriza o
topo do C-3, composta por fácies mudstone bioclástico de deposição na laguna
protegida de intermaré, laminito microbial e dolomita lamosa, que demonstram o
deslocamento das fácies proximais bacia adentro, caracterizando o raseamento do
ciclo. Associados à fácies de dolomita lamosa, ocorrem moldes e minerais
evaporíticos, corroborando a caracterização da superfície evaporítica de máximo
raseamento.
O ciclo C-4 tem espessura de 7,5 metros e é composto pela associação
de fácies C, que caracteriza contextos ambientais predominantemente proximais (Fig.
46). Na base do ciclo, acima do horizonte de wackestone bioclástico de laguna
protegida de intermaré, que caracteriza sua superfície transgressiva, predominam
mudstones e wackestones bioturbados com feições diagnósticas de deposição no
contexto de laguna de intermaré. A presença de evaporitos e fauna restrita
caracterizam contextos restritos, com alta salinidade, relacionados com nível relativo
de mar baixo. O máximo afogamento do ciclo é indicado pelo horizonte de packstone
bioclástico, que caracteriza condições deposicionais marinhas abertas. O máximo
179
raseamento do C-4 é caracterizado pela sucessão de fácies que ocorre no topo,
composta por fácies mudstone bioclástico de deposição na laguna protegida de
intermaré e dolomita lamosa com intercalações de laminito microbial. Este é o
quarto horizonte hipersalino observado na seção. O ciclo C-4 corresponde ao ciclo
depositado em condições de maior restrição na circulação marinha.
O ciclo C-5 tem espessura de 14,5 metros e é composto pelas
associações de fácies D e E, caracterizando contextos ambientais predominantemente
distais e proximais, respectivamente (Fig. 46). A superfície transgressiva do C-5 é
caracterizada por um horizonte de packstone bioclástico intensamente bioturbado.
Acima desta superfície ocorre uma associação de carbonatos com deposição
preferencial na intermaré inferior/inframaré, registrando condições de mar aberto.
Neste intervalo, o folhelho bioturbado (Zoophycos sp.) é interpretado como
superfície de máximo afogamento. A partir desta superfície, a associação de fácies
passa a caracterizar contextos intermediários, de intermaré, evidenciando a
progradação da linha de costa bacia adentro. Na altura aproximada de 47,5 metros
ocorre uma sucessão de horizontes compostos pela fácies mudstone bioclástico com
pseudomorfos de gispsita onde ocorrem delgadas carapaças de braquiópodes, em
associação com equinodermas, ostracodes e foraminíferos fusulinídeos. Tal
associação faunística, em conjunto com a ocorrência de moldes de gipsita e elevado
conteúdo siliciclástico, caracteriza a deposição desta fácies em contextos proximais e
hipersalinos, na laguna restrita de intermaré. A fácies que caracteriza o máximo
raseamento e fecha o C-6 corresponde à dolomita lamosa associada a elementos de
origem evaporítica, com deposição característica no Sabkha restrito de supramaré.
O ciclo C-6 tem espessura de 15 metros e é composto pelas
associações de fácies F e G, caracterizando contextos ambientais predominantemente
distais e proximais, respectivamente (Fig. 46). A superfície transgressiva do C-6 é
caracterizada por um horizonte de packstone bioclástico peloidal intensamente
bioturbado. A partir dessa superfície ocorrem wackestones e packstones com
deposição na intermaré inferior/inframaré, registrando condições de mar aberto,
incluindo a fácies de máximo afogamento do ciclo, identificada por um wackestone
bioclástico a briozoários. Subindo na seção ocorre um gradual aumento na
concentração de elementos bioclásticos derivados de ostracodes. Esta variação é
interpretada como um aumento nas condições de salinidade do ambiente, relacionada
com a queda do nível relativo do mar. Raseamento que se confirma pela ocorrência
180
da fácies siliciclásticos laminados, composta por lentes de arenitos com geometria
sigmoidal e estratificações cruzadas, feições típicas de frente deltáica, fácies sílticas
argilosas bandeadas, ricas em matéria orgânica, típicas de planície de marés e fácies
siliciclásticas de granulação fina intercaladas com níveis contendo fósseis de vegetais
superiores e carvão, formadas em lagunas nas adjacências da planície de maré. Esta
seqüência siliciclástica se sobrepõe às fácies carbonáticas, da mesma forma que
ocorre no C-1 e caracteriza o máximo raseamento do ciclo.
O ciclo C-7 tem espessura aproximada de 11 metros e é composto pela
associação de fácies H caracterizando contextos ambientais predominantemente
proximais (Fig. 46). O C-7 tem sua base caracterizada por um arenito laminado de
granulação muito fina com elevado conteúdo de gipsita, cuja deposição condicionada
à evaporação da água do mar, em ambientes restritos, caracteriza a fácies como a
superfície transgressiva do ciclo. Subindo na seção, descontando-se o intervalo
desabado, ocorre uma fácies carbonática proximal, depositada em condições de baixa
energia, na laguna protegida de intermaré. O folhelho é caracterizado como fácies de
máximo afogamento, a partir do qual são depositados carbonatos marinhos como
grainstone bioclástico peloidal a foraminíferos, rico em elementos esqueletais de
organismos marinhos e interpretado como depósitos de intermaré e mudstone
bioclástico com pseudomorfos de gispsita semelhante a aquele do C-5, com deposição
em contextos proximais e hipersalinos, na laguna protegida de intermaré. As fácies
que poderiam caracterizar o máximo raseamento e fechar o ciclo, como laminito
microbial, dolomita lamosa e siliciclásticos não estão presentes em função da
cobertura vegetal que impede o acesso aos depósitos.
No que diz respeito a distribuição espacial e temporal das assinaturas
estratigráficas no registro rochoso, independente da escola e dos paradigmas teóricos
assumidos, o objetivo principal baseia-se na identificação de conjuntos de horizontes
estratigráficos que compartilhem de uma história deposicional durante determinado
período de tempo, o que em outras palavras significa, atribuir um significado
cronoestratigráfico aos pacotes rochosos. Nesse sentido, são fundamentais o
reconhecimento dos mecanismos moduladores da sedimentação, sejam autocíclicos
ou alocíclicos, o intervalo de tempo envolvido na formação do pacote rochoso e a
assinatura estratigráfica gerada.
181
Opiniões controvertidas a parte, assume-se que as assinaturas
estratigráficas resultam da interação de diferentes mecanismos, com intervalos de
duração e abrangência espacial igualmente distintos. De uma forma generalizada, as
assinaturas estratigráficas (desde a ordem de preenchimento de bacia sedimentar até
a escala de lâmina) são resposta a mecanismos tectônicos, eustáticos e climáticos que
podem agir individualmente ou combinados na geração de padrões e variáveis na
sedimentação. Existem diversas hierarquizações dos intervalos de tempo dos
mecanismos envolvidos na geração de assinaturas estratigráficas onde as maiores
controvérsias dizem respeito aos intervalos relacionados a eventos tectônicos de
maior ordem (1ª e 2ª) de natureza episódica ou não periódica, como períodos de
formação e quebra de supercontinentes e variações no volume de bacias oceânicas.
Maior consenso existe na hierarquização dos mecanismos de natureza cíclica e de
mais alta freqüência (4ª, 5ª e 6ª ordens) tanto na escala de tempo quanto nos
mecanismos envolvidos na geração dos ciclos. Estes possuem durações abaixo de
500 mil anos e sua origem é comumente atribuída à oscilações eustático-climáticas.
Aceita-se, que o controle orbital (Ciclos de Milankovitch) sobre as flutuações
climáticas seria o “marcapasso” das idades do gelo na Terra (Schackleton, 1986) e,
conseqüentemente, responsável pela amplitude das variações eustáticas relacionadas
a períodos glaciais e não glaciais.
Neste estudo, apesar das evidências faciológicas conduzirem à
definição de ciclos sedimentares, não comportam informações suficientes a precisa
definição de suas ordens de duração. Para que se proceda a definição da duração dos
ciclos, além dos dados referentes as suas espessuras, é necessário que se conheça o
intervalo de tempo envolvido na deposição do conjunto de ciclos para obter-se,
através da divisão do tempo total da seção pelo número de ciclos, a duração média de
cada um. A seção estudada representa parte da sedimentação neopensilvaniana na
Bacia do Amazonas (conforme discutido no capítulo 1) e, com base na
bioestratigrafia de conodontes, os depósitos da base da seção estão relacionados ao
andar Morrowano, enquanto a seção representada pelas pedreiras, ao Atokano, que
ultrapassa a seção estudada, se estendendo até os depósitos relacionados à transição
entre as formações Itaituba e Nova Olinda. Como a seção estudada correlaciona-se
litoestratigraficamente às porções inferior e média da Formação Itaituba e não foram
utilizados dados de testemunhos de sondagem, que permitam a correlação lateral da
182
seção aflorante, não é possível a definição do intervalo de tempo envolvido na sua
gênese.
Em função do desconhecimento do intervalo de tempo envolvido na
formação dos ciclos observados na seção estudada, a atribuição do período de tempo
envolvido nas suas gêneses será feita subjetivamente, com base nos dados já
existentes para a seção. Considerando que a seção carbonática limitada na base e
topo por horizontes predominantemente siliciclásticos caracteriza um ciclo de 3ª
ordem (Silva, 1996; Matsuda, 2002), assume-se que os ciclos raseantes que o
compõem são ciclos de alta freqüência relacionados aos ciclos orbitais de
Milankovitch.
Quanto aos mecanismos envolvidos na geração dos ciclos, em função
das características pertinentes ao contexto de plataforma carbonática intracratônica, é
provável que as mudanças climáticas induzidas pelos parâmetros orbitais de
Milankovitch, associadas a mecanismos tectônicos regionais e mecanismos
autocíclicos tenham exercido o controle sobre a sedimentação durante o
Neopensilvaniano da Bacia do Amazonas. De fato, conforme discutido no item 4.3.1,
a sedimentação em sistemas carbonáticos é controlada, principalmente, pelas
variações relativas do nível do mar relacionadas aos fatores climáticos e tectônicos
regionais. Associado a isso, nas bacias intracratônicas norte-americanas diversos
estudos correlacionam a causa dos ciclotemas à ciclos climáticos induzidos pelo
controle orbital (Heckel, 1986; Boardman & Heckel, 1989; Watney, 1985; Boer,
1991).
Os ciclos C-3, C-4, C-5 e C-6, quando comparados com os dados
apresentados por Matsuda (2002), discutidos no capítulo 3, mostram-se
correlacionáveis (Fig. 47). Os demais ciclos (C-1, C-2, e C-7), apesar de
incompletos, igualmente encontram correspondência com aqueles propostos pelo
autor, tanto em função de sua espessura quanto pelas superfícies limítrofes.
Matsuda (2002) sugere eventos tectono-climáticos regionais e/ou
eventos glácio-eustáticos como responsáveis pelo controle sobre a sedimentação dos
ciclos de raseamento por ele observados na seção estudada e define que os 7 ciclos
raseantes, com 342 mil anos de duração, são correlacionados aos ciclos de
excentricidade longa de Milankovitch. Estes, apresentam correlação com os 7
ciclotemas definidos por Silva (1996) para o Sintema Morrowano da Bacia do
Amazonas, com estimadas durações de 340 mil anos e também relacionados aos
183
ciclos orbitais de excentricidade longa de Milankovitch, controlados pela glácio-
eustasia.
Por fim, como pode ser observado na figura 47, independente do
intervalo de tempo envolvido na gênese dos ciclos sedimentares (nesta tese
considerado o intervalo Eomesoatokano e para Silva (1996) e Matsuda (2002) como
Morrowano), se sua individualização em ciclos for possível, através do agrupamento
de associações de fácies correlatas geneticamente em ciclos com superfícies
limítrofes bem definidas, estes ciclos de igual magnitude poderão ser correlacionados
lateralmente, em diferentes sítios deposicionais. Da mesma forma, em função do
caráter preditivo que pode ser assumido pela organização cíclica de uma seção, são
possíveis correlações e extrapolações laterais importantes para o entendimento da
organização estratigráfica na escala de bacia sedimentar, úteis no refinamento do
arcabouço cronoestratigráfico e na identificação de horizontes de interesse para a
exploração petrolífera.
Figura 47. Correlação dos ciclos de raseamento definidos nesta tese com aqueles
definidos por Matsuda (2002) e comparados com o Sintema Morrowano de Silva
(1996). Modificado de Matsuda (2002.).
184
Definidas as fácies carbonáticas, identificados os eventos diagenéticos
e suas relações com as superfícies estratigráficas, desenvolvido o modelo de
ambiente deposicional para as rochas estudadas e estabelecidos os ciclos
deposicionais na seção estudada, a etapa seguinte desta tese é a discussão dos
principais aspectos pertinentes ao estudo tafonômico de assembléias fósseis
marinhas, verificando sua aplicação enquanto ferramenta de análise estratigráfica e
paleoecológica. Para tanto, será realizado um levantamento dos principais conceitos
norteadores de uma análise tafonomicamente orientada em fósseis marinhos e sua
aplicação, na análise dos fósseis obtidos na seção estudada. Em função do caráter
preditivo que pode ser assumido pelas fácies tafonômicas dentro dos ciclos
sedimentares, pretende-se estabelecer correlações entre as fácies tafonômicas e os
ciclos de raseamento aqui definidos, verificando sua aplicação enquanto ferramenta
de análise e resolução estratigráfica na seção em estudo.
Visando estabelecer correlações entre as variações nos sinais
isotópicos da seção estudada com as variações ambientais e nas condições
sedimentares à época da formação dos depósitos estudados, os ciclos de raseamento,
neste capítulo inferidos e comentados, serão discutidos novamente no capítulo 6, que
versa sobre a estratigrafia isotópica. Desta forma, pretende-se obter informações que
auxiliem no esclarecimento dos aspectos envolvidos na formação desses depósitos.
185
Tabela 1. Relação das amostras coletadas nas seções do Rio Tapajós, pedreiras I, II e
III e testemunho de sondagem B#14 e respectivas descrições petrográficas.
Ponto de coleta Rio
Tapajós
Amostra/Fácies
MALOQ
Dolomita no arenito
PTO 10
Arenito estratificado
TCX 3.0
Dolomita recristalizada
TCX 3.1.1
Dolomita recristalizada
TCX 3.1
Grainstone bioclástico peloidal a foraminíferos
P03
Arenito com estratificação sigmoidal
P04
Siliciclásticos com gretas de ressecamento
P05
Dolomita recristalizada
P08
Dolomita lamosa
P09
Dolomita recristalizada
PTO 12
Dolomita recristalizada
Ponto de coleta
Pedreira I
Amostra/Fácies
C1
P1.10 S1. Grainstone oolítico
C1
S2. Grainstone oolítico
C1
P1.25 S3. Grainstone oolítico
C1
P1.40 S4. Dolomita lamosa
C2
P1.85. Dolomita lamosa
C3
P1.100 S5. Grainstone peloidal a foraminíferos
C4
P1.135 S135 Folhelho
C5
P1.136 S6A. Mudstone bioclástico com terrígenos a ostracodes
C5
S7. Mudstone bioclástico com terrígenos a ostracodes
C6
P1.195 S8. Mudstone bioclástico com terrígenos a ostracodes
C6
S9. Mudstone bioclástico com terrígenos a ostracodes
C7
P1.265 S10. Wackestone bioclástico
C7
S11. Packstone bioclástico
C7
P1. S12. Packstone bioclástico
C8
P1.385 S13. Packstone bioclástico
C8
S14 Packstone bioclástico
C8
S15 Wackestone bioclástico
C9a
P1.400 S16. Wackestone bioclástico
C9
S17 Wackestone bioclástico
C9
S18 Wackestone bioclástico
C9b
P1.430 Folhelho
C10
P1.454 Wackestone bioclástico
C10
P1.470 Wackestone bioclástico
C10
P1.478 S18. Grainstone bioclástico peloidal a foraminíferos
C10
P1.485 S19. Grainstone bioclástico peloidal a foraminíferos
C10
P1.490 Grainstone bioclástico peloidal a foraminíferos
C10
P1.502 Grainstone bioclástico peloidal a foraminíferos
C10/11
P1.510 S20. Packstone bioclástico peloidal
C11
P1.517 (11a) S21. Packstone bioclástico a equinodermas
C11
S22. Packstone bioclástico a equinodermas
C11
S23. Packstone bioclástico a equinodermas
C11
S24. Packstone bioclástico a equinodermas
C11
S25. Packstone bioclástico a equinodermas
C11
P1.524 (11b) Packstone bioclástico
C11
P1.531 (11c) Packstone bioclástico peloidal
C11
P1.549 (11d) S22. Packstone bioclástico
C11
P1.564 (11e) Mudstone/Wackestone bioclástico
186
C11/C12
P1.585 S24.Packstone bioclástico
C12
P1.620 S25. Wackestone bioclástico peloidal
C12
S26. Wackestone/Packstone bioclástico peloidal
C13A
P1.660 S26a. Grainstone bioclástico
C13B
P1.662 S27a. Grainstone bioclástico
C13C
P1.690 Mudstone/Wackestone bioclástico peloidal
C13
S28. Mudstone bioclástico peloidal
C14
P1.715 S29. Grainstone oolítico
C14
S29a. Grainstone oolítico
C15
P1.750 S30. Packstone bioclástico peloidal
C15
P1.780 S31. Packstone bioclástico
C15C
P1.800 S32. Packstone bioclástico
C16
P1.840 S33. Packstone bioclástico a ostracodes
C17
P1.855 S34. Wackestone /Packstone bioclástico a ostracodes
C18
P1.880 S35. Mudstone bioclástico peloidal
C19
P1.905 S36. Mudstone bioclástico peloidal
C20
P1.925 S37. Laminito microbial
C20
S38 Laminito microbial
C20
S39. Laminito microbial
C20
P1.950 Dolomita lamosa
C21
P1.1000 S39. Dolomita lamosa
C22
P1.1035 S41. Dolomita lamosa
C23
P1.1065 S42. Dolomita lamosa
C24
P1. S43. Dolomita lamosa
C24
P1.1140 S44. Mudstone com terrígenos a ostracodes
C24
S45. Mudstone com terrígenos a ostracodes
C25
P1.1200 Wackestone bioclástico
C25
P1.1200 S46 Wackestone bioclástico
C26
P1.1310 S47 Wackestone bioclástico
C27
P1.1380 S48 Laminito microbial
C27
S49 Laminito microbial
C28
P1.1450 S49 Wackestone bioclástico
C29
P1.1570 S50 Packstone bioclástico a braquiópodes (B#14.7/46)
C30
P1.1600 Wackestone bioclástico (B#14.8/15)
C30
P1.1620 Wackestone bioclástico (B#14.9/95)
C31
Topo Calcário recristalizado (B#14.9/45)
C32
Topo (B#14.9/18)
C33
Topo Dolomita lamosa
Ponto de coleta
BOR nº 14
Amostra/Fácies
B#14.9/78
Wackestone bioclástico
B#14.9/60
Calcário recristalizado
B#14.9/45
Calcário recristalizado
Ponto de coleta
Pedreira II
Amostra/Fácies
C1
P2. C1 Surf. Laminito microbial
C1
S51. Laminito microbial
C1
P2.10 S52. Packstone bioclástico a braquiópodes
C2
P2.40 S53. Packstone bioclástico a braquiópodes
C2
S54 Packstone bioclástico a braquiópodes
C2
S55 Packstone bioclástico a braquiópodes
C3/6
P2.71 S56. Wackestone bioclástico
C3 – 4 – 5
S 55. Packstone bioclástico
C6
S56a. Packstone bioclástico
C7
S56. Wackestone bioclástico
187
C8
S57. Wackestone bioclástico
C9
P2.120 S58. Packstone bioclástico
C10
P2.160 S59. Packstone bioclástico
C10
S60. Packstone bioclástico a equinodermas
C10
S61. Packstone bioclástico
C11
S62. Packstone bioclástico
C12
S63. Packstone bioclástico
C13
P2.220 S64. Wackestone bioclástico
C13a
Wackestone bioclástico
C14
S65. Wackestone bioclástico
C15
S66. Packstone bioclástico
C16
S67. Wackestone bioclástico
C17
P2.280 S68. Wackestone bioclástico
C17
Mudstone bioclástico peloidal
C18
S69. Mudstone bioclástico peloidal
C19
P2.330 S70. Mudstone bioclástico peloidal
C19
S3443. S4303. Mudstone bioclástico peloidal
C20
P2. S71. Mudstone bioclástico peloidal
C20a
Mudstone bioclástico peloidal
C21
P2. S72. Packstone bioclástico a foraminíferos
C22
P2. S73. Packstone bioclástico a foraminíferos
C23
S74. Grainstone peloidal
C24
P2.382 S75. Packstone bioclástico
C25
P2.415 S76. Packstone bioclástico
C25
S77 Packstone bioclástico
C26
P2.430 S78 Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C27
S79. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C28
S80. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C28
S81. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C30
S82. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C31
P2.510. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C31
S83. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C32
S84. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C32
S85. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C33
S86. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C34
P2.600 S87. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C35
S88. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C35
S89. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C36
S90. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C37
P2.700 S700. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C37
S91. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C38
S92. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C39
S93. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C40
P2.800 S94. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C41
S95. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C42
P2.850 S850. Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
C42
Calcário recristalizado
C42
Calcário recristalizado
C42
Calcário recristalizado
C42
Calcário recristalizado
C43
P2.900 S99. Dolomita lamosa
C43
P2.950 S100. Dolomita lamosa
C43
P2.1030 S101. Dolomita lamosa
C43
S102. Dolomita lamosa
C44
P2.1050 S1050. Grainstone bioclástico
188
C44
S103. Grainstone bioclástico
C45
P2.1070 Packstone bioclástico peloidal
C45
S104. Packstone bioclástico peloidal
C45
S105. Packstone bioclástico peloidal
C46
P2 1120 S.106 Packstone bioclástico peloidal
C47
P2.1125 S1125. Laminito microbial
C47
S107. Laminito microbial
C48
P2.1150 S108. Laminito microbial
C48
P2.1150 S109. Laminito microbial
C48
P2.1150 S110. Laminito microbial
C48
S111. Wackestone bioclástico
C48
S111. Packstone bioclástico a foraminíferos
C49
S113. Packstone bioclástico a equinodermas
C50
S114. Wackestone bioclástico a briozoários
C51
P2.1335 S115. Wackestone bioclástico
C52
P2.1370 S116. Wackestone bioclástico
C53
P2.1400 S117. Packstone bioclástico
C53
P2.1480 S118. Packstone bioclástico
C54
P2.1520 S1520. Wackestone bioclástico
C54
S119. Wackestone bioclástico
C55
P2.1560 S120. Packstone bioclástico
C56
P2.1610 S121. Wackestone bioclástico
P2 1620. (B#14.9 – 78) Wackestone bioclástico
C57
P2 1660 Wackestone bioclástico
Ponto de coleta
Pedreira III
Amostra/Fácies
C1
Siliciclásticos laminados
C11
Siliciclásticos laminados
C12
Siliciclásticos laminados
C13
Siliciclásticos laminados
C14
Siliciclásticos laminados com gipsita
C15
Desabado
C16
Wackestone bioclástico a equinodermas
C17
Folhelho
C18
Dolomita lamosa
C19
Grainstone bioclástico peloidal a foraminíferos
C20
Mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita
189
CAPÍTULO 5
Tafonomia de invertebrados
190
Capítulo 5. Tafonomia de invertebrados
5.1. Considerações iniciais
Conforme caracterizado no capítulo 1, na Bacia do Amazonas, o
intervalo permocarbonífero é representado pelas rochas do Grupo Tapajós que, em
função de sua complexidade litológica, impedem que os critérios adotados para o
estabelecimento dos limites cronoestratigráficos das diferentes formações sejam
aplicados com consistência em toda a bacia, sendo válidos principalmente para sua
região central. Da mesma forma, observa-se que existem controvérsias quando
distintas ferramentas bioestratigráficas são utilizadas no estabelecimento destes
limites de forma que, a aplicação de ferramentas alternativas de análise e correlação
estratigráfica é sugerida na tentativa de melhor esclarecer as incongruências
existentes, fornecendo informações que auxiliem o estabelecimento das idades e
duração dos intervalos das diferentes formações.
Dentre estas ferramentas, está a análise das feições tafonômicas de
invertebrados marinhos, uma vez que amplia e calibra o conjunto de informações
oferecidas pelos restos orgânicos fósseis. Nesse contexto, a definição e interpretação
de fácies tafonômicas, além de auxiliar na reconstrução de paleoambientes é uma
valiosa ferramenta de interpretação dos fenômenos estratigráficos, uma vez que gera
informações sobre os processos sedimentares que afetaram os restos orgânicos antes
e durante o seu soterramento (Speyer & Brett, 1988). Enquanto produtos de
condições ambientais específicas, relacionados com as variáveis nas taxas de
turbulência e de sedimentação, as fácies tafonômicas apresentam um padrão de
distribuição previsível dentro dos ciclos sedimentares e, conseqüentemente, nas
seqüências deposicionais. Assim sendo, em função do caráter preditivo que pode ser
assumido pela organização cíclica de uma seção, são possíveis correlações e
extrapolações laterais importantes para o entendimento da organização estratigráfica
na escala de bacia sedimentar (Brett, 1995).
Desta forma, seguindo sugestão de Speyer & Brett (1988), a análise
tradicional das fácies, acerca das lito e biofácies, foi complementada, nesta tese, pelo
estudo das fácies tafonômicas em assembléias de invertebrados fósseis da Formação
Itaituba, na região aflorante, na borda sul da Bacia do Amazonas. A aplicação da
tafonomia de invertebrados como ferramenta de análise estratigráfica e
191
paleoecológica nesta seção fundamenta-se por seu ineditismo e pela possibilidade de
geração de dados que auxiliem na compreensão dos processos deposicionais
dominantes na formação dos depósitos estudados, auxiliando, conseqüentemente no
estabelecimento dos limites cronoestratigráficos relacionados à seção estudada.
Neste capítulo serão aplicados os aspectos pertinentes ao estudo
tafonômico de assembléias fósseis marinhas e analisados tafonomicamente
invertebrados fósseis, visando a definição de tafofácies e sua aplicação enquanto
ferramenta de análise estratigráfica e paleoecológica no contexto deposicional
idealizado para a seção estudada.
Desta forma, a caracterização dos diferentes subambientes, obtida
através do estudo e interpretação das fácies sedimentares é ponto fundamental,
consistindo no alicerce a partir do qual desenvolveu-se a análise dos aspectos
tafonômicos nos invertebrados estudados, assim como a definição e distribuição das
tafofácies.
Neste capítulo são discutidos os diferentes parâmetros ambientais que
controlaram a geração das assinaturas tafonômicas das assembléias fossilíferas
estudadas, sua distribuição no contexto deposicional idealizado para a seção estudada
e, finalmente, propõe-se um modelo de tafofácies adequado às variáveis ambientais
pertinentes ao contexto estudado.
Finalmente, discute-se a correlação entre da distribuição vertical das
associações de tafofácies nos ciclos sedimentares observados, verificando a
possibilidade de correlações e extrapolações laterais e sua utilidade no entendimento
da organização estratigráfica na escala de bacia sedimentar.
Para tanto, alguns conceitos foram fundamentais e serão aqui
discutidos, visando a caracterização dos critérios utilizados na elaboração do modelo
de tafofácies proposto.
192
5.2. Tafonomia dos invertebrados
Em sua definição de Tafonomia, Efremov (1940) trata da história dos
elementos orgânicos fossilizados, incluindo as relações dos organismos em vida, as
condições de sua morte, necrólise, as condições sedimentológicas as quais foram
submetidos antes do soterramento final, seu soterramento propriamente dito e as
condições químicas pós-soterramento. Tradicionalmente, a Tafonomia se encarrega
da análise de dois aspectos, a bioestratinomia e a diagênese dos fósseis. Por
Bioestratinomia entende-se a história sedimentar dos restos orgânicos
potencialmente preserváveis, definida através da análise do seu grau de
desarticulação, fragmentação e abrasão, ocorrência de reorientação e seleção e a
postura dos organismos, as quais refletem a influência dos processos sedimentares
sobre estes restos orgânicos (Speyer & Brett, 1988). A diagênese dos fósseis inclui os
processos que têm início logo após a morte dos organismos, envolvendo a necrólise e
a diagênese incipiente dos restos orgânicos (substituições, recristalizações,
dissoluções). Assim, a história tafonômica dos restos orgânicos é estreitamente
correlacionada ao contexto ambiental e condições sedimentares atuantes, refletidas,
dessa forma, pelas diferentes feições tafonômicas geradas (Speyer & Brett, 1988).
Fósseis do mesmo táxon podem apresentar diversas maneiras de
preservação entre as camadas sedimentares, da mesma forma que diferentes táxons
podem apresentar distintos modos de ocorrência dentro da mesma camada
sedimentar. Estas diferenças permitem o reconhecimento de padrões na distribuição
espacial e temporal dos Fossil Lagerstätten (Seilacher et al., 1985), correspondendo,
de uma maneira geral, à fácies tafonômicas ou tafofácies (Speyer & Brett, 1988). As
tafofácies integram informações acerca do controle exercido pelos processos
pertinentes ao ambiente deposicional antes, durante a após o soterramento final dos
organismos, influenciando sua distribuição espacial e determinando seus modos de
ocorrência no registro fossilífero (Speyer & Brett, 1988). Permitem, desta forma, a
avaliação das condições ambientais através dos critérios preservacionais observados
nos fósseis e a aplicação dos aspectos tafonômicos na construção de modelos
ambientais.
Segundo Speyer & Brett (1988), visando a análise e interpretação dos
aspectos tafonômicos presentes em uma associação fossilífera é fundamental a
193
consideração de que os diferentes tipos esqueletais responderão de maneiras distintas
aos processos bioestratinômicos e, por esta razão, estes são classificados em cinco
categorias: massivos, arborescentes, univalves, bivalves e compostos por múltiplos
elementos (Quadro 4).
TAXA TIPO ESQUELETAL COMPOSIÇÃO
MSS ARB
NI
BI MULTI ARAG CALC CA-FOS QUITIN
CORAIS
Rugosos * * *
Tabulados * * *
BRIOZOÁRIOS
Trepostomados * * *
Fenestrados * *
BRAQUIÓPODES
Inarticulados * *
Articulados * *
MOLUSCOS
Gastrópodes * * *
Bivalves * * *
Cefalópodes * *
Escafópodes * *
ARTRÓPODES
Trilobitas * *
Ostracodes * *
Filocarídeos * *
EQUINODERMAS
Pelmatozoários * *
1
E
steleróides e
Ofiuróides
* *
1
GRAPTOLÓIDES * *
FORAMINÍFEROS * *
Quadro 4. Tipos esqueletais e composição mineralógica dos táxons fósseis marinhos
representativos do Paleozóico. (MSS = massivo; ARB = arborescente; UNI = univalve;
BI = bivalve; MULTI = compostos por múltiplos elementos; ARAG = aragonita;
CALC = calcita; CA-FOSF = fosfato de cálcio; quit = quitina;
1
= calcita magnesiana).
Modificado de Scholle (1978) e Speyer & Brett (1988).
Para Speyer & Brett (1988), o uso de diversos tipos esqueletais em
uma análise de fácies facilita o reconhecimento de diferentes tafofácies e contribui na
reconstrução de histórias tafonômicas complexas. Brett & Baird (1986) discutem em
maior detalhe os efeitos dos processos tafonômicos sobre os restos orgânicos
potencialmente fossilizáveis. Neste mesmo tema, Allmon (1985) discute a
necessidade de distinguir os tipos esqueletais presentes nas assembléias orgânicas,
uma vez que estes, em função das particularidades pertinentes a sua morfologia e
estruturas musculares e ligamentares, serão afetados de maneiras distintas pelos
processos tafonômicos atuantes. Os esqueletos de equinodermas, por exemplo, são
compostos por múltiplos elementos e potenciais indicadores das condições
deposicionais pós-morte. As diferentes fases de desarticulação que apresentam são
194
estreitamente correlacionáveis ao tempo de exposição anterior a seu soterramento
final e, por esta razão, os aspectos relacionados a seus processos de desarticulação
são extensivamente discutidos, como se observa nos trabalhos de Meyer & Meyer
(1986) e Ausich & Baumiller (1993).
5.3. Tafonomia dos invertebrados – Aspectos bioestratinômicos
Os diferentes modos de ocorrência dos elementos orgânicos fósseis
variam ao longo do registro estratigráfico e correlacionam-se diretamente com as
diferenças nas taxas de sedimentação, oxigenação do substrato, energia ambiental
(turbulência) e regularidade e intensidade dos eventos sedimentares (Brett & Baird,
1986; Speyer & Brett, 1986, Speyer & Brett, 1988). Em outras palavras, as
assinaturas tafonômicas que compõem as tafofácies são função da influência
interativa das taxas de sedimentação, episodicidade da sedimentação, energia
ambiental, química sedimentar, entre outros fatores, lateralmente distribuídos nos
diferentes contextos ambientais e representando a transição entre os ambientes
proximais a distais. Desta forma, a correlação entre os parâmetros ambientais e os
diferentes modos de ocorrência dos elementos fósseis, representada em modelos de
tafofácies é uma importante ferramenta na reconstrução de paleoambientes e na
interpretação de fenômenos estratigráficos (Speyer & Brett, 1988).
Outro aspecto apontado como fundamental na definição de tafofácies
diz respeito a distinção das assinaturas tafonômicas que representam fenômenos
sedimentares do dia-a-dia daquelas geradas pela ação de eventos sedimentares. Isto
porque as diferentes assinaturas tafonômicas, características de ambientes
sedimentares específicos podem ser mascaradas, por exemplo, a ocorrência de restos
orgânicos articulados bem preservados em ambientes descritos como altamente
destrutivos. Speyer & Brett (1986), por exemplo, descrevem a rara ocorrência de
trilobitas articulados em uma tafofácies que reflete o ambiente mais destrutivo dentro
do modelo que propõem. Da mesma forma, elementos intensamente desarticulados e
retrabalhados, indicativos de elevadas taxas de retrabalhamento pela ação de ondas e
correntes, podem ocorrer em fácies características de ambientes de baixa energia,
dependendo da duração e intensidade dos eventos envolvidos na sua gênese (Speyer
& Brett, 1988).
195
Discussões detalhadas e referências complementares acerca da
extensão na qual os processos de sedimentação do dia-a-dia são sobrepostos pelos
eventos de maior energia, menos freqüentes podem ser encontradas em Brett & Baird
(1986) e Speyer & Brett (1988).
Por definição, a análise tafonômica dos elementos fósseis contempla a
história sedimentar dos elementos orgânicos até seu soterramento final e inclui as
causas da morte de um determinado organismo, sua decomposição e o
retrabalhamento sofrido pelos restos orgânicos, de forma que o conjunto de
modificações pós-morte sofridas pelo restos orgânicos é função de sua
susceptibilidade à ação de um conjunto de processos bioestratinômicos e do tempo
de exposição a estes processos. Assim, a desarticulação, fragmentação, abrasão,
corrosão, evidências de transporte, reorientação e seleção, dissolução esqueletal e
ocorrência de minerais autigênicos compõem o conjunto de processos
bioestratinômicos e diagenéticos comumente analisados em assembléias fossilíferas
(Speyer & Brett, 1988).
Normalmente os processos bioestratinômicos desenvolvem-se em
seqüência, com a reorientação e desarticulação ocorrendo rapidamente após a morte
do organismo, seguidos da fragmentação e corrosão, se os elementos esqueletais
sofrerem prolongada exposição na interface entre a água e os sedimentos (Brett &
Baird, 1986). Do contrário, um rápido sepultamento preserva os elementos orgânicos
dos efeitos destrutivos do ambiente, interrompendo esta seqüência destrutiva. Assim,
pode-se dizer que o tempo de exposição dos restos esqueletais na interface entre a
água e os sedimentos é o principal fator responsável por sua destruição.
Considerando tais premissas, é importante observar que o tempo de exposição dos
restos esqueletais é controlado pela taxa de sedimentação e energia ambientais os
quais, em última análise são os determinantes do grau de destruição dos esqueletos.
Os elementos esqueletais desarticulados e fragmentados são comuns
em ambientes onde a taxa de sedimentação é baixa, permitindo seu contínuo
retrabalhamento pela ação de ondas e correntes. Em ambientes mais profundos, onde
a energia é menor, um longo período de exposição na interface entre a água e os
sedimentos favorece a desarticulação e fragmentação dos elementos esqueletais,
porém, estes não sofrem considerável transporte (Speyer & Brett, 1988). Em
contraste, em ambientes onde a taxa de sedimentação varia de moderada a elevada,
196
as concentrações de elementos esqueletais são diluídas pelo aporte sedimentar e seu
tempo de exposição tende a ser reduzido. Nestes ambientes, a energia pode ser
elevada e os depósitos, freqüentemente retrabalhados; de qualquer forma, a cobertura
sedimentar reduz os efeitos destrutivos da turbulência diminuindo,
conseqüentemente, a desarticulação e fragmentação dos elementos esqueletais
(Speyer & Brett, 1988).
Em ambientes mais profundos, onde a sedimentação permanece
intensa e a energia diminui de acordo com o aumento da profundidade, os depósitos
de restos esqueletais estarão menos sujeitos à amalgamação. Nesse contexto,
dependendo do nível de oxigenação do substrato e do interstício sedimentar, a
diluição das concentrações de conchas favorece o aumento local da infauna de
escavadores. Assim, mesmo os elementos esqueletais bivalves e compostos por
múltiplos elementos, sepultados intactos episodicamente ou em função de elevadas
taxas de sedimentação no ambiente, poderão ser desmembrados durante a
bioturbação (Speyer & Brett, 1988).
O rápido sepultamento dos elementos orgânicos inibe os efeitos
destrutivos da exposição superficial de forma que a ocorrência de espécimes
articulados indica um curto período de exposição, que pode ser em conseqüência de
elevadas taxas de sedimentação ou de um evento sedimentar episódico. Assim,
fósseis de invertebrados marinhos preservados in situ apontam para a ausência de
transporte e reorientação junto ao substrato e são ótimos indicadores de sedimentação
espisódica e ausência de distúrbios posteriores junto ao substrato (Holz & Simões,
2002).
Diversos artigos discutem a influência exercida pelo tempo de
exposição sobre os elementos orgânicos no período que antecede seu sepultamento
final, dentre eles estão: Speyer & Brett (1988), que discutem a influência exercida
por diferentes combinações dos parâmetros ambientais sobre os efeitos dos processos
tafonômicos nas assembléias fossilíferas, utilizando blocos-diagrama generalizados,
que ilustram as variações nas taxas de sedimentação, turbulência e oxigenação do
substrato ao longo de um perfil marinho raso, suas combinações e as conseqüentes
respostas geradas nas feições tafonômicas das assembléias fósseis; Boucot (1953, in
Speyer & Brett, 1988) que discute as diferentes propriedades hidrodinâmicas de
elementos esqueletais dissociados, utilizando a proporção de carapaças
desarticuladas de braquiópodes e moluscos bivalves para determinar o grau de
197
tendenciamento que uma assembléia fossilífera pode sofrer pela ação hidrodinâmica
de correntes.
Discussões acerca dos efeitos do transporte sobre os diferentes
elementos esqueletais em função de suas propriedades hidrodinâmicas podem ser
obtidos em Simões & Holz (2000; in Carvalho, 2000), Lever (1958; in Speyer &
Brett, 1988), Westrop (1986; in Speyer & Brett, 1988). Com relação aos processos de
corrosão e abrasão esqueletal, Driscoll (1967), Brett & Baird (1986) e Speyer & Brett
(1988) discutem os efeitos combinados e complementares desses dois processos em
maior detalhe.
Speyer & Brett (1988) abordam, ainda, o papel dos distúrbios
biológicos na distribuição e orientação dos restos esqueletais, onde apontam três
fatores que devem ser considerados com relação ao impacto tafonômico da
bioturbação. Primeiramente, a distribuição da infauna escavadora, que é
estreitamente controlada pelos parâmetros sedimentares onde, provavelmente, o
tamanho dos grãos é o mais importante. Os organismos sedimentívoros infaunais
constituem o grupo trófico responsável pela maior freqüência de distúrbios junto ao
substrato ocorrendo, restritamente, em depósitos saturados de areias finas, argila e
silte. Assim, presume-se que sua ocorrência seja limitada à ambientes onde a energia
é reduzida e os depósitos, formados predominantemente por sedimentos finos.
O segundo ponto a ser considerado é a retroalimentação tafonômica
inibitória (Kidwell & Jablonski, 1983), uma vez que a infauna sedimentívora
confina-se a ambientes onde as concentrações de conchas e restos esqueletais são
constantemente diluídos pelo aporte sedimentar, ou seja, condições ambientais que
favorecem a concentração de conchas inibem a formação de comunidades
bioturbadoras (Speyer & Brett, 1988).
Por fim, o fato de que a fauna bioturbadora de águas profundas e seu
impacto tafonômico sobre os depósitos surgiram após o Devoniano, de forma que
durante o Ordoviciano e o Siluriano predominaram organismos infaunais de águas
rasas e bioturbadores superficiais (scavengers), conseqüentemente, os elementos
esqueletais soterrados nestes períodos dificilmente sofreriam distúrbios pela ação
bioturbadora dos organismos, sendo os processos de exumação condicionados,
principalmente à ação de correntes junto ao substrato (Speyer & Brett, 1988).
O tempo de exposição dos restos orgânicos na interface entre a água e
os sedimentos é o principal fator responsável na definição do grau que estes sofrerão
198
os efeitos relativos dos agentes destrutivos (Speyer & Brett, 1988). Desta forma,
assume-se que se tempo de exposição for baixo, o grau em que cada processo
superficial ou gerado por correntes pode fragmentar, desarticular, reorientar,
selecionar ou desgastar e corroer os elementos esqueletais é, correspondentemente,
limitado. Em ambientes onde a disponibilidade de sedimentos para deposição é
mínima, o tempo de exposição dos restos orgânicos na interface entre a água e os
sedimentos aumenta e as concentrações esqueletais são expostas aos efeitos
destrutivos dos processos tafonômicos por maiores períodos de tempo. Finalmente, a
distribuição dos elementos orgânicos in situ depende de dois fatores, a profundidade
do soterramento e a intensidade da bioturbação, sendo favorecida quando a cobertura
sedimentar ultrapassa a espessura da camada de elementos esqueletais soterrados
(Speyer & Brett, 1988).
5.4. Tafonomia dos invertebrados - Dissolução esqueletal e diagênese incipiente
Os processos químicos que afetam a preservação dos restos orgânicos
desde seu soterramento até o descobrimento dos fósseis compreendem o segundo
aspecto da análise tafonômica, a diagênese dos fósseis (Simões & Holz; in Carvalho,
2000). Tratando-se da análise tafonômica comparativa, limitam-se as discussões
acerca dos processos de diagênese incipiente (eodiagênese), já que é improvável que
a diagênese tardia (meso e telodiagênese) possa gerar dados úteis na distinção de
tafofácies assim como na reconstrução de paleoambientes (Speyer & Brett, 1988).
Entretanto, conforme discutido no capítulo 4, é importante ressaltar que, se tratando
de rochas carbonáticas, a análise dos efeitos da meso e telodiagênese são úteis no
esclarecimento de questões pertinentes ao fluxo de águas meteóricas que, seja pela
difusão nos interstícios dos sedimentos durante a mesodiagênese, seja pela
percolação devido à exposição na telodiagênese, promoverão profundas alterações
diagenéticas nas rochas carbonáticas, como dissoluções, recristalizações,
cimentações e substituições. A identificação e interpretação destes processos, por sua
vez, pode auxiliar no esclarecimento de questões relativas a variações do nível do
mar, sendo importantes ferramentas de análise estratigráfica (Terra, 2001).
Aspectos da dissolução esqueletal e da mineralogia autigênica,
entretanto, auxiliam na obtenção de dados acerca das condições geoquímicas no
tempo e local do sepultamento dos restos orgânicos (Speyer & Brett, 1988). As
199
diferentes fases minerais demonstram distintas estabilidades com relação as
condições químicas intersticiais e do substrato, de forma que as diferenças
composicionais dos elementos esqueletais contribuem no decréscimo ou aceleração
de suas taxas de dissolução. Assim, uma determinada assembléia fossilífera,
composta por táxons distintos, apresenta uma perda diferencial de determinados
componentes esqueletais (Quadro 5).
5.4.1.Dissolução esqueletal
A dissolução do material esqueletal depende de três fatores principais:
da mineralogia original dos elementos esqueletais, da dinâmica do
fluxo de fluídos e das condições químicas dos sedimentos. Os efeitos destes diversos
parâmetros físicos e químicos estão destacados no quadro 5.
Quadro 5. Estabilidade química relativa de diferentes composições esqueletais e os
fatores reguladores das taxas de dissolução. Enquanto os fatores pertinentes ao
esqueleto ou ao ambiente no qual os elementos orgânicos estão depositados
aumentam (?), as taxas de dissolução destes podem ser favorecidas (?) ou inibidas
(?). Discussão no texto. Modificado de Speyer & Brett (1988).
Fatores
ambientais
Dissolução
200
Mineralogia original dos elementos esqueletais
A biomineralização envolve a elaboração de endo ou exoesqueletos
duros pelos organismos, normalmente compostos por substâncias minerais e uma
matriz orgânica e cujas propriedades químicas são determinadas pelos fatores físico-
químicos, ambientais e fisiológicos (Simões & Holz; in Carvalho, 2000). O quadro 6
resume as principais informações sobre a composição mineral das partes duras de
organismos viventes.
Muitos dos minerais que compõem o esqueleto dos organismos são
instáveis às modificações químicas no ambiente diagenético e pós-diagenético. Entre
eles estão a aragonita, que transforma-se em calcita, a calcita magnesiana que
transforma-se em calcita normal e a opala, que transforma-se em calcedônia. Estes
são minerais metaestáveis, o que significa que muitos elementos bioclásticos dessas
composições poderão, ao longo do tempo geológico, sofrer recristalização,
dissolução ou substituição (Mendes, 1988). O quadro 6 sintetiza os principais tipos
de preservação apresentados pelas partes duras dos organismos.
Tratando-se de rochas carbonáticas, sua composição reflete a
mineralogia dos esqueletos dos organismos formadores, que podem ser formados por
aragonita, calcita magnesiana e calcita de baixo magnésio. A aragonita e a calcita
magnesiana, enquanto minerais metaestáveis esclarecem a significativa ocorrência de
recristalizações, dissoluções e substituições por calcita de baixo magnésio nas rochas
carbonáticas ao longo de tempo geológico.
Segundo Mendes (1988), diversos fatores são responsáveis pela
dissolução dos elementos esqueletais, especialmente as águas intersticiais durante a
mesodiagênese e as águas subterrâneas e superficiais, durante a
telodiagênese/intemperismo, em associação com as variações do pH no ambiente. Da
mesma forma, as taxas de dissolução podem ser influenciadas pela ocorrência de
poros e cavidades nos restos esqueletais e nas rochas que os contêm.
O espaço vazio deixado pela dissolução do esqueleto pode, em muitos
casos, não ser preenchido, restando apenas uma impressão física na matriz, a qual
dará origem a moldes internos, externos ou internos compostos (Simões & Holz; in
Carvalho, 2000).
201
TIPOS DE FOSSILIZAÇÃO
COMPOSIÇÃO QUÍMICA ORIGINAL PRESERVADA
Conservação total
Exemplo: inseto em
âmbar.
Sem adição de material
?
Conservação parcial
Sem partes moles, mas
com a microestrutura
esquelética preservada.
Com adição de material
?
Incrustação
Exemplo: ossos revestidos por
uma crosta externa de carbonato
de cálcio.
Permineralização
Exemplo: cavidades e poros de
ossos preenchidos por calcita.
Recristalização
Exemplo: quando ocorre
mudança na estrutura e os
minerais tornam-
se visíveis à
vista desarmada.
COMPOSIÇÃO QUÍMICA ORIGINAL ALTERADA
Concentração
relativa de um
elemento químico
?
Carbonificação
Quando ocorre perda
gradual dos elementos
voláteis, restando
apenas uma película
fina, ocorrendo
principalment
e nas
estruturas constituídas
por lignina, celulose,
quitina e queratina.
Substituição de elemento
químico original por outro
?
Silicificação
Substituição do mineral original
por sílica – SiO
2
Piritização
Substituição do mineral original
por pirita – FeS
2
Limonitização
Substituição do mineral original
por limonita – 2(Fe
2
O
3
)3H
2
O
Calcificação
Substituição do mineral original
por calcita – CaCO
3
Quadro 6. Principais tipos de preservação apresentados pelas partes duras dos
organismos. Modificado de Simões & Holz (2000; in Carvalho, 2000).
Enquanto os esqueletos aragoníticos são raramente preservados sem
alterações, a exceção daqueles sepultados em sedimentos que promovem o
tamponamento carbonático contra a dissolução e, igualmente, inibem elevadas taxas
de difusão, as conchas calcíticas, como de braquiópodes e corais rugosos, são
normalmente bem preservadas.
Já os esqueletos quitinofosfáticos, como de braquiópodes inarticulados
e cálciofosfáticos, como de trilobitas, são mais resistentes à deterioração química, o
que implica no fato destes elementos esqueletais sofrerem dissolução em menor
202
velocidade do que os elementos aragoníticos ou calcíticos, quando submetidos às
mesmas circunstâncias de difusão de fluídos (Morse, 1983 in Speyer & Brett, 1988).
Entretanto, estes materiais estáveis também sofrem dissolução, ao menos parcial, em
função de condições sedimentares particulares, como baixo pH, por exemplo (Speyer
& Brett, 1988).
Dinâmica do fluxo de fluídos
Em sistemas subsaturados o processo de dissolução é
controlado, principalmente, pelos fenômenos de transporte ou difusão de fluídos, os
quais correspondem às variações nos níveis de turbulência e permeabilidade do
substrato (tamanho dos grãos sedimentares) (Morse, 1983 in Speyer & Brett, 1988).
A presença de organismos bioturbadores promove a difusão nos
interstícios dos sedimentos e, por este motivo, aumenta a dissolução dos elementos
esqueletais soterrados, particularmente quando as águas percolantes nas porosidades
encontram-se subsaturadas em carbonato de cálcio (Aller, 1982; in Speyer & Brett,
1988). Como conseqüência, a preservação dos elementos esqueletais carbonáticos
será maior onde a ocorrência de um rápido soterramento em profundidade isola o
material esqueletal dos processos de oxidação superficiais, inibindo, igualmente, o
desenvolvimento da infauna bioturbadora (Speyer & Brett, 1988).
Outro fator não contemplado por Aller (1982 in Speyer & Brett, 1988)
e não menos importante, no que diz respeito ao fluxo de fluídos nos interstícios
sedimentares, é o tamanho dos grãos que o compõem e sua permeabilidade.
Sedimentos de granulometria mais fina são claramente menos permeáveis e a
redução na permeabilidade pode ser expandida para a redução na taxa de difusão e,
conseqüentemente, redução nas taxas de dissolução dos elementos esqueletais
presentes. Assim sendo, os elementos esqueletais soterrados em depósitos arenosos e
sílticos, onde a permeabilidade é maior, são comumente dissolvidos e preservados
somente como moldes (Speyer & Brett, 1988).
Condições químicas dos sedimentos
Nesse contexto, a saturação química no ambiente possui um papel
fundamental no que diz respeito à dissolução dos materiais. Geralmente, a taxa de
dissolução dos carbonatos é inversamente proporcional à concentração de cálcio no
ambiente, que age como solução tampão, promovendo a integridade dos elementos
carbonáticos com relação à dissolução (Berner, 1981a, in Speyer & Brett, 1988).
203
Sjoberg & Rickard (1985, in Speyer & Brett, 1988) indicam que,
mesmo em ambientes onde as concentrações de cálcio são elevadas, promovendo o
tamponamento contra a dissolução, este processo poderá ocorrer, em função do
aumento no fluxo de fluídos através dos potenciais pontos de dissolução na
superfície dos elementos esqueletais. Adicionalmente, o tamanho das partículas
possui um importante papel na moderação das taxas de dissolução, onde as partículas
robustas são particularmente sensíveis às condições hidrodinâmicas enquanto a
dissolução dos grãos menores é independente do grau de turbulência na solução
(MacKenzie et al., 1983 in Speyer & Brett, 1988).
Tratando-se de contextos ambientais marinhos epéiricos, o fluxo e a
difusão de fluídos são controlados pela energia ambiental e permebilidade dos
sedimentos, as quais são máximas nos contextos proximais. Nesses contextos, os
sedimentos predominantemente carbonáticos promovem o tamponamento do
ambiente e inibem a dissolução dos elementos esqueletais, enquanto em contextos
predominantemente siliciclásticos, geralmente subsaturados com relação ao
carbonato, os materiais esqueletais são dissolvidos (Speyer & Brett, 1988).
O preenchimento das cavidades por sedimento, seja ele completo ou
geopetal, indica exposição dos elementos esqueletais na interface entre a água e os
sedimentos em condições de baixa energia, reduzindo a permeabilidade e
favorecendo sua preservação, principalmente em contextos ambientais
predominantemente carbonáticos (Speyer & Brett, 1988).
Havendo exposição superficial dos elementos esqueletais associada a
ocorrência de organismos bioturbadores, esta promoverá o aumento do número de
potenciais pontos de dissolução na superfície destes elementos. Nos contextos
ambientais onde o tempo de exposição dos elementos esqueletais é prolongado, as
taxas de difusão de fluídos tornam-se secundárias em importância e a química dos
sedimentos é o fator dominante. A estabilidade química dos componentes esqueletais
em superfícies sedimentares condensadas geralmente diminui com a redução na
oxigenação, sendo a máxima dissolução dos elementos associada a contextos onde as
taxas de sedimentação e oxigenação são mínimas (Speyer & Brett, 1988).
Os horizontes estudados correspondem a deposição em um contexto
ambiental predominantemente carbonático, onde as condições sedimentares
promovem o tamponamento do ambiente e inibem a dissolução dos elementos
esqueletais. Desta forma, os processos de dissolução observados são melhor
204
associados aos efeitos da percolação de águas intersticiais, durante a mesodiagênese
e de águas subterrâneas e superficiais, durante a telodiagênese/intemperismo.
Com relação aos processos diagenéticos que afetam a preservação dos
elementos orgânicos são comuns, nos horizontes estudados, recristalizações,
dissoluções e substituições dos minerais metaestáveis calcita e aragonita. Os fósseis
estudados, compostos primariamente por calcita, encontram-se silicificados ao longo
de toda a seção. Inclusive, deve-se a esse processo diagenético a excelente qualidade
do material fóssil nos horizontes estudados. A escassez de elementos esqueletais
derivados de moluscos gastrópodes e bivalves nas assembléias fósseis estudadas,
reflete a perda diferencial desses elementos em função de sua composição química
aragonítica, instável em relação a calcita magnesiana e calcita de baixo magnésio.
Apesar de muitos produtos da diagênese nos carbonatos terem sua
formação relacionada a processos pós-deposicionais, esse fato não limita sua relação
com os diferentes contextos ambientais, uma vez que serão aspectos como a
granulometria e a porosidade dos sedimentos que irão favorecer ou limitar a
ocorrência desses processos. Desta forma, as fácies compostas por grainstones e
packstones que não sofreram cimentação e, conseqüentemente, apresentam maior
permeabilidade, são afetadas em maior grau pelos processos de dissolução.
Além da dissolução e substituição, outras feições diagenéticas são
observadas, entre elas estão a dolomitização, a micritização microbial e a
cimentação. A ocorrência de dolomitização, em associação com dissoluções e
cimentações por calcita espática é produto dos processos diagenéticos meteóricos
sobre os depósitos carbonáticos. Estas feições são importantes, pois são indicativas
de rebaixamentos do nível do mar e exposição dos depósitos carbonáticos,
auxiliando, desta forma, na definição das movimentações de subida e descida relativa
do nível do mar.
No que diz respeito a potencialização da preservação dos elementos
orgânicos, o processo de micritização microbial possui um importante papel, pois os
envelopes de micrita mantêm a forma dos bioclastos compostos por aragonita e
calcita após sofrerem dissolução. A cimentação, da mesma forma, potencializa a
preservação do arcabouço, uma vez que ocorre em sedimentos inconsolidados, onde
o cimento é precipitado no interior das cavidades intraesqueletais ou em torno dos
grãos. Estas feições são comuns nos horizontes estudados, principalmente nos
packstones e grainstones. As recristalizações e substituições, igualmente, contribuem
205
positivamente na preservação dos elementos esqueletais, uma vez que envolvem
minerais estáveis.
Importante também, no que diz respeito a preservação dos elementos
esqueletais, é o preenchimento das cavidades esqueletais por sedimento, que além de
informações paleoambientais, favorece sua preservação. Esta feição é comum na
fácies diagnósticas de contextos ambientais de baixa energia, como a laguna de
intermaré e a intermaré inferior/inframaré.
5.4.2. Diagênese incipiente - Minerais singenéticos
Os minerais singenéticos são o produto de rotas geoquímicas
específicas e refletem as condições sedimentares no momento e local do
soterramento dos organismos. Dentre estas condições estão: níveis críticos de
concentração de matéria orgânica, bioturbação, saturação química e taxas de
sedimentação, que podem combinar-se na geração do ambiente químico apropriado a
mineralização autigênica. Essas condições são, na maioria dos casos, correlacionados
com eventos sedimentares envolvendo um rápido soterramento, uma vez que a
cobertura sedimentar garantirá o isolamento dos depósitos orgânicos em
decomposição e a manutenção do ambiente químico em desenvolvimento (Fig. 48).
Desta forma, os fenômenos diagenéticos incipientes serão pouco prováveis na
ausência de um rápido soterramento dos elementos orgânicos (Speyer & Brett, 1988).
Em casos extraordinários, além das articulações esqueletais, os tecidos orgânicos
moles são protegidos dos agentes tafonômicos destrutivos em função da diagênese
incipiente nos carbonatos, como ocorre nas concreções sideríticas de Mazon Creek
(Baird et al., 1986 in Speyer & Brett, 1988).
206
Figura 48. Diagênese incipiente dos carbonatos. O rápido soterramento e a
decomposição das partes moles dos organismos resulta na liberação de amônia,
formando um ambiente químico de pH acima do normal. Para a formação dos
precipitados carbonáticos, os processos geoquímicos incluem: 1. a concentração dos
restos esqueletais e, conseqüentemente, do bicarbonato durante períodos de baixa
taxa de sedimentação, 2. o isolamento dos elementos orgânicos em decomposição
dos processos superficiais e da ação de organismos bioturbadores, 3. a mobilização
do cálcio (Ca
++
) para esses locais de decomposição orgânica e 4. sua combinação
com o bicarbonato livre (HCO
-
3
) e pontes de ligação (RCOO
-
). Modificado de
Speyer & Brett (1988).
A ocorrência das espécies químicas como concreções carbonáticas,
pirita e fosfato, se dá em função da composição e da taxa de oxigenação no substrato.
O tempo de duração da exposição superficial, que é inversamente proporcional à taxa
de sedimentação, e a regularidade dos eventos de sedimentação são importantes na
regulação do crescimento de espécies químicas e na formação de ambientes químicos
isolados, respectivamente (Speyer & Brett, 1988).
Em contextos marinhos epéiricos, a diagênese do carbonato e da pirita
ocorre sob condições anaeróbias em ambientes disóxicos ou marginalmente óxicos.
A fosfatização caracteriza ambientes onde as taxas de sedimentação são
extremamente baixas, favorecendo a condensação e um longo período de exposição
dos restos orgânicos (Speyer & Brett, 1986).
Nas regiões mais proximais, a maioria das espécies químicas é
completamente oxidada, porém, em contextos ambientais caracterizados por taxas de
sedimentação muito baixas, o ferro oxidado pode ligar-se aos materiais fosfatizados,
207
produzindo glauconita em abientes disóxicos e chamosita em contextos mais
proximais e oxigenados (Speyer & Brett, 1986).
Em contextos marinhos epéiricos caracterizados por elevadas taxas de
sedimentação, a diluição sedimentar inibe a formação de concentrações de matéria
orgânica em decomposição e, igualmente, a ocorrência das espécies químicas como o
carbonato, pirita e fosfato (Speyer & Brett, 1986).
Nos horizontes estudados, não se observam espécies químicas, e sua
ausência se relaciona a diferentes aspectos relacionados ao contexto sedimentar
estudado. Tratando-se de um contexto marinho restrito proximal, a constante
sedimentação tende a diluir as concentrações de matéria orgânica em decomposição,
da mesma forma que as condições de oxigenação promovem a oxidação das espécies
químicas. Tratando-se da pirita diagenética, os sedimentos carbonáticos, tipicamente
pobres em íons de ferro (Fe
+2
), não favorecem sua formação (Berner, 1984).
Com relação ao fosfato singenético, sua ausência se justifica uma vez
que sua ocorrência esta relacionada a superfícies hiatais, não observadas na seção
estudada. Sua formação depende da combinação de concentrações de nutrientes em
microambientes isolados e específicas condições químicas e deposicionais junto ao
substrato, como níveis de oxigenação entre disóxico a óxico. Tais condições são
associadas estratigraficamente a amplas superfícies hiatais, resultado de um longo
período de exposição superficial, que favorece a dissolução das conchas carbonáticas
e a formação de impressões móldicas nos pavimentos fosfáticos, associados à
ocorrência de nódulos e carapaças fosfáticos (Speyer & Brett, 1986).
A geoquímica da silicificação dos restos orgânicos e da diagênese de
nódulos de chert é pouco conhecida. Aparentemente, são processos restritos a rochas
carbonáticas razoavelmente puras onde a associação entre a silicificação e os restos
orgânicos, incluindo os traços fósseis, sugere uma relação primária entre a
decomposição orgânica e a precipitação da sílica. Laschet (1984), apresenta um
abrangente estudo acerca da formação de cherts e da química da sílica, onde os
principais fatores citados como responsáveis pela dissolução, mobilização e
reprecipitação da sílica são o pH, a temperatura, a concentração de dióxido de
carbono e a turbulência da água.
Conforme discutido no capítulo 4, a diagênese dos carbonatos é um
fenômeno complexo, onde a cimentação, micritização microbial, substituição,
dissolução, compactação e dolomitização compõem o grupo de feições diagenéticas
208
observadas nos carbonatos da Formação Itaituba. Desta forma, estes processos serão
novamente comentados na discussão acerca da definição das fácies tafonômicas para
a seção estudada.
Os aspectos aqui discutidos fornecem o arcabouço teórico básico
necessário para a análise das feições tafonômicas presentes nos invertebrados
estudados. Nesta análise, tais feições forneceram informações a respeito das taxas de
sedimentação, energia do ambiente e tempo de exposição superficial dos elementos
esqueletais estudados. A associação de propriedades tafonômicas discutidas permitiu
a caracterização de seis tafofácies, reconhecidas e distinguidas com base nas feições
tafonômicas de desarticulação, reorientação, seleção, fragmentação e corrasion.
5.5. Tafonomia dos invertebrados – As fácies tafonômicas na seção estudada
5.5.1. Considerações iniciais
Visando a aplicação da tafonomia dos invertebrados enquanto
ferramenta de análise estratigráfica e paleoecológica no contexto deposicional
idealizado, propõe-se a análise tafonomicamente orientada e discussão dos aspectos
tafonômicos relacionados aos invertebrados presentes na seção estudada, para a
definição de fácies tafonômicas e suas relações verticais.
Para tanto, a caracterização dos diferentes contextos ambientais,
obtida através da análise e interpretação das fácies sedimentares é ponto
fundamental, e constitui o alicerce a partir do qual foi discutida a distribuição das
variáveis nos parâmetros ambientais que, por sua vez, controlam a geração das
assinaturas tafonômicas sobre as assembléias fossilíferas. Partindo da premissa de
que os diferentes modos de ocorrência dos elementos orgânicos no registro
estratigráfico são resposta à influência interativa das taxas de sedimentação e energia
ambientais em associação com variáveis nas taxas de oxigenação e salinidade, já que
estas últimas exercem importante papel na distribuição dos organismos (Speyer &
Brett, 1988), o ponto fundamental na caracterização das tafofácies propostas foi
justamente o entendimento da distribuição desses parâmetros no perfil deposicional
idealizado, baseado e estabelecido através da análise das fácies sedimentares.
Para a caracterização das fácies tafonômicas, fez-se indispensável a
diferenciação das biofácies esperadas para cada contexto ambiental, de acordo com a
distribuição ecológica dos organismos ao longo do perfil deposicional. Igualmente,
209
foram apontadas as litofácies estabelecidas para cada contexto. Desta forma, o
modelo proposto conta com a associação de biofácies, litofácies e tafofácies
características de cada contexto ambiental analisado. Ainda, quando possível, foram
diferenciadas as associações de fácies essencialmente autóctones daquelas
parautóctones, e as associações de fácies caracteristicamente geradas por processos
sedimentares episódicos e de dia-a-dia.
As informações tafonômicas obtidas foram utilizadas na interpretação
dos parâmetros ambientais de taxa de sedimentação, energia ambiental e condições
químicas sedimentares e na descrição do evento sedimentar responsável pelo
soterramento final das assembléias fósseis estudadas. Estas são compostas por
abundantes braquiópodes, crinóides, briozoários, corais rugosos, foraminíferos
fusulinídeos e ostracodes e menos diversos, trilobitas, conodontes, dentes de peixe,
moluscos gastrópodes e bivalves, espículas de esponja e escolecodontes.
5.5.2. Metodologia de seleção, coleta e análise das amostras
A coleta de informações em campo foi baseada na descrição das
feições tafonômicas macroscópicas presentes nas concentrações fossilíferas, como o
grau de empacotamento e seleção dos bioclastos, arranjo tridimensional dos
bioclastos e orientação azimutal na matriz sedimentar, no registro fotográfico e na
coleta tafonomicamente orientada das amostras. A caracterização litológica foi
baseada nos estudos petrográficos, realizados em laboratório (CENPES -
PETROBRAS). A identificação taxonômica e análise das feições tafonômicas,
incluindo o grau de articulação, fragmentação, seleção e orientação, bem como
feições estratigráficas, como a geometria das concentrações bioclásticas, foram
observadas para cada horizonte amostrado (Tabela 2). A coleta foi realizada de
acordo com a acessibilidade aos horizontes e os fósseis foram extraídos da matriz
carbonática através de reação com ácido acético. O sedimento resultante foi
submetido ao processo de catação (picking) visando a obtenção de elementos
bioclásticos adicionais e a complementação das interpretações obtidas.
Além das amostras de mão, de onde se obtiveram os fósseis, nos
níveis onde não foi possível tal amostragem, além das observações de campo foram
contemplados os aspectos tafonômicos observáveis em escala de lâmina petrográfica,
210
incluindo a caracterização das associações faunísticas e parâmetros ambientais.
Importante destacar que os horizontes contemplados na análise tafonômica
correspondem a fácies predominantemente carbonáticas e, por conseqüência,
compostas por elementos fósseis que possibilitem tal análise.
Feições tafonômicas Abreviação Assinaturas tafonômicas
Grau de desarticulação
MA Articulados – maioria dos elementos presentes
AA Articulados – alguns dos elementos presentes
AD Desarticulados – alguns dos elementos presentes
MD Desarticulados – maioria dos elementos presentes
VV>VD Número de valvas ventrais excede o número de valvas dorsais
VV<VD Número de valvas dorsais excede o número de valvas ventrais
Grau de corrasion
N Nenhuma
D Desgaste, perda de estruturas externas – espinhos de
productídeos, costelas nos espiriferídeos
CS Corrasion significativa, perda total das estruturas externas
Fragmentação
I Intactos
EF Extremidades fraturadas
F Fragmentação efetiva
P Pulverização
Orientação dos fósseis
A - PV Autóctones, em posição de vida
P Parautóctones – podem ter sido removidos no tempo ou espaço
de sua posição original
A Alóctones - removidos no tempo ou espaço de sua posição
original
Geometria B Barbante (Stringer) – feição bidimensional, concentração não
contínua sub-horizontal .
H Horizonte – pavimento lateralmente contínuo
L Lente – concentração com geometria regular, adelgaçando
lateralmente
C Camada – concentração de espessura variável, lateralmente
contínua
D Dispersos – bioclastos dispersos na matriz sedimentar
Tabela 2. Índices tafonômicos utilizados nas assembléias de invertebrados
analisados. Modificado de Butts (2005).
Dentre os organismos componentes das assembléias fósseis estudadas,
foram selecionadas para o desenvolvimento dos estudos tafonômicos, amostras
211
macroscópicas de braquiópodes, corais, crinóides e briozoários coletados em
diferentes intervalos estratigráficos na seção estudada. O material macrofóssil
analisado tafonomicamente corresponde à táxons nos quais assinaturas tafonômicas
diagnósticas da dinâmica do ambiente deposicional são potencialmente preserváveis.
Outros organismos, como os foraminíferos fusulinídeos, ostracodes,
moluscos e artrópodes, também são importantes indicadores das condições
paleoecológicas do ambiente onde viveram e fazem parte das discussões que se
seguem, inclusive aquelas referentes à aplicação das assembléias tafonomicamente
analisadas enquanto ferramenta de interpretação paleoecológica. A estas, igualmente
foram adicionados dados obtidos através da análise de lâminas petrográficas, os
quais contribuíram na descrição das condições paleoecológicas do ambiente
analisado, considerando aspectos bióticos das paleocomunidades e abióticos do
paleoambiente.
5.5.3. As tafofácies
Visando facilitar a definição das respectivas tafofácies, os horizontes
serão interpretados de acordo com a faciologia predominante em cada subambiente
do perfil deposicional idealizado, iniciando pelos horizontes correspondentes às
fácies de supramaré/intermaré superior (laminito microbial), seguindo pelas fácies
características da lagoa protegida de intermaré (mudstones e wackestones), fácies de
intermaré inferior/inframaré (wackestones, packstones e grainstones) e fácies de
inframaré (wackestones) (Fig. 26).
5.5.3.1. Tafofácies I
A Tafofácies I representa as condições deposicionais de um contexto
ambiental com características particulares, o contexto de supramaré/intermaré
superior, localizado na rampa interna e submetido a condições salinas a hipersalinas
(Fig. 49). Este é caracterizado pela fácies de laminito microbial, que ocorre em cinco
níveis na seção estudada (Fig. 43). Esta fácies ocorre sob a forma de laminações
microbiais e caracteriza-se pela ocorrência de lâminas ricas em matéria orgânica e
lama carbonática em associação com elementos evaporíticos e grãos siliciclásticos.
212
Em campo, não se observa ocorrência de elementos bioclásticos, da
mesma forma que em lâmina petrográfica, porém, do material desagregado por ácido
acético, para posterior triagem e coleta de microfósseis, foram obtidos elementos
esqueletais de moluscos gastrópodes, foraminíferos fusulinídeos e ostracodes,
elementos provenientes da carapaça braquiópodes e discos da coluna e braços de
equinodermas, bem como elementos conodontes.
Figura 49. Distribuição das tafofácies nos diferentes contextos ambientais existentes
no perfil deposicional idealizado para a seção pensilvaniana aflorante na borda sul da
Bacia do Amazonas. Discussão no texto.
A assinatura tafonômica dos elementos esqueletais bem preservados
provenientes de moluscos gastrópodes, foraminíferos fusulinídeos e ostracodes
reflete a fauna vivente no local, uma vez que esta fácies é formada num contexto
ambiental onde as condições são consideradas críticas ao desenvolvimento de
comunidades bentônicas, sendo os organismos presentes restritos a formas eurialinas,
melhor adaptadas a variações de salinidade. Os demais elementos bioclásticos,
provenientes da carapaça de braquiópodes e discos da coluna e braços de
equinodermas, bem como elementos conodontes, ocorrem sob a forma de
213
fragmentos, intensamente retrabalhados, evidenciando a atuação dos processos de
retrabalhamento do dia-a-dia. Os elementos conodontes observados são classificados
como pertencentes ao gênero Adetognathus (Nascimento, inf. verbal.), típico de
contextos ambientais restritos, com oscilações de salinidade (Heckel, 1986), aqui
interpretados como a laguna restrita de intermaré. A assinatura tafonômica observada
caracteriza que estes elementos esqueletais são transportados da região restrita
vizinha, pela ação de correntes de maré e ondas de tempestade.
As particularidades desse contexto ambiental favorecem a formação
de assinaturas tafonômicas e sedimentares facilmente reconhecíveis. Esta tafofácies,
representada por laminitos microbiais, está associada a contextos ambientais
restritos, conforme se observa nas associações de fácies caracterizadas no capítulo 4.
Nos ciclos sedimentares definidos, a tafofácies I correlaciona-se às superfícies
transgressivas e aos máximos raseamentos dos ciclos C-4 e C-5, à superfície
transgressiva do ciclo C-6 e ao máximo raseamento do ciclo C-3 (Fig. 46). O
significado estratigráfico da tafofácies I será discutido no item 5.7.
214
5.5.3.2. Tafofácies II
A Tafofácies II desenvolve-se no contexto de lagoa protegida de
intermaré que, além da natureza lamosa do substrato, está sujeito a oscilações nas
taxas de circulação e, conseqüentemente, oxigenação e salinidade (Fig. 49). Este
contexto é caracterizado pela ocorrência das fácies mudstone bioclástico peloidal,
mudstone bioclástico com terrígenos a ostracodes¸ mudstone bioclástico com
pseudomorfos de gipsita, wackestone bioclástico e wackestone bioclástico a
ostracodes. Esta tafofácies caracteriza deposição em contextos ambientais restritos e
proximais e está presente nas fases transgressivas dos ciclos de raseamento C-3, C-4,
C-5 e C-6 (Fig. 46), compondo a associação de fácies que antecede as superfícies de
máximo afogamento. Ocorre, também, nas associações de fácies do topo dos ciclos
C-3, C-5 e C-6, evidenciando o caráter regressivo que se manifesta acima das
superfícies de máximo afogamento (Fig. 46). No ciclo C-4, cujos horizontes são
compostos por uma associação de fácies predominantemente proximais, a tafofácies
II está presente em diferentes posições, inclusive, caracterizando a superfície
transgressiva do ciclo (Fig. 46).
A fácies mudstone bioclástico peloidal ocorre nas pedreiras I e II (Fig.
39) e localiza-se acima das superfícies de máximo afogamento dos ciclos C-3 e C-5
(Fig. 46), refletindo raseamento que se manifesta a partir desta superfície. Em lâmina
petrográfica, caracteriza-se pela ocorrência de fragmentos derivados da carapaça de
braquiópodes, carapaças de ostracodes articulados, preenchidas por lama carbonática,
carapaças de foraminíferos fusulinídeos e de moluscos bivalves de concha fina e
gastrópodes suportados por uma matriz lamosa, empelotada (Fotos 13 e 14).
Os bioclastos ocorrem orientados, concordantemente distribuídos em
relação ao plano de acamamento, sugerindo deposição em um contexto de baixa
energia, suficiente, apenas, para alinhar os elementos esqueletais sem removê-los
efetivamente. Segundo Speyer & Brett (1988), o preenchimento das cavidades por
sedimento, feição observada nos ostracodes presentes nesta fácies, indica um período
de exposição dos elementos esqueletais na interface entre a água e os sedimentos em
condições de baixa energia. Desta forma, esta feição tafonômica indica exposição
superficial anterior ao soterramento e correlaciona a fácies a depósitos submetidos
aos processos sedimentares de dia-a-dia.
215
A fácies mudstone bioclástico com terrígenos a ostracodes ocorre em
dois horizontes na pedreira I (Fig. 39), associada as superfícies transgressivas dos
ciclos C-3 e C-4 (Fig. 46), evidenciando o restabelecimento de condições ambientais
marinhas, acima das superfícies de máximo raseamento dos ciclos anteriores. É
composta por escassos elementos intensamente fragmentados e provenientes das
carapaças de braquiópodes e esqueletos de equinodermas em associação com uma
grande concentração de ostracodes (Fotos 15 e 16).
Os elementos esqueletais intensamente fragmentados provenientes das
carapaças de braquiópodes e esqueletos de equinodermas refletem os efeitos do
prolongado período de exposição sob a ação dos efeitos destrutivos dos processos de
retrabalhamento de dia-a-dia e podem ser elementos derivados de contextos
ambientais vizinhos, enquanto as carapaças de ostracodes articuladas indicam o
rápido sepultamento destes elementos.
Nesta fácies, a abundância de elementos esqueletais derivados de
ostracodes, ocorrendo sob a forma de elementos desarticulados e carapaças
articuladas com diferentes classes de tamanho é um importante indicador
paleoecológico e reflete a comunidade vivente no contexto ambiental no momento da
formação da fácies. Assim, define a formação da fácies em um contexto ambiental
restrito e hipersalino, onde a assinatura tafonômica observada é característica de
rápido sepultamento.
A fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita ocorre
nas pedreiras II e III (Fig. 39), associada às sucessões de fácies que se sobrepõem aos
máximos afogamentos dos ciclos C-5 e C-7 (Fig. 46). Ambos horizontes
caracterizam-se pela maior espessura, denotando o caráter agradacional da
sedimentação, típico das fases de mar alto iniciais. O significado estratigráfico destes
horizontes será discutido em detalhe no item 5.7. Em lâmina petrográfica, apresenta-
se composta por bioclastos de braquiópodes articulados e valvas avulsas, distribuídos
na matriz lamosa sem orientação preferencial. Secundariamente, ocorrem valvas
desarticuladas de bivalves, carapaças de moluscos gastrópodes, ostracodes e
foraminíferos fusulinídeos e escassos elementos esqueletais provenientes de
equinodermas. Os bioclastos não apresentam orientação preferencial e ocorrem
associados a moldes de gipsita substituídos por calcita espática (Fotos 10, 11, 12).
Sua assinatura tafonômica demonstra a sobreposição de diferentes processos
sedimentares atuando anterior ao sepultamento dos elementos. Enquanto a ocorrência
216
de valvas avulsas de braquiópodes e moluscos bivalves evidenciam um tempo de
exposição superficial suficiente para promover sua desarticulação e fragmentação, os
elementos derivados de carapaças de braquiópodes, moluscos gastrópodes,
ostracodes e foraminíferos fusulinídeos evidenciam o efeito do rápido sepultamento,
uma vez que os elementos encontram-se articulados e não apresentam sinais de
desgaste e retrabalhamento.
Em campo, observa-se a ocorrência de abundantes elementos
bioclásticos provenientes de braquiópodes productídeos articulados, apresentando
excelente preservação, incluindo estruturas de ornamentação delicadas, como os
espinhos. Ocorrem dispersos e aleatoriamente distribuídos na matriz carbonática e
concentram-se nas porções basais dos horizontes que os contêm (Fotos 7, 9, 53 e 54).
Estes, por sua vez, possuem organização interna granodecrescente ascendente e as
porções basais erodidas. Conforme caracterizado anteriormente, fósseis de
invertebrados marinhos preservados articulados são ótimos indicadores de
sedimentação episódica e ausência de distúrbios posteriores junto ao substrato, desta
forma, a excelente preservação observada indica que estes elementos sofreram um
rápido sepultamento sob condições de baixa energia, inibindo os efeitos destrutivos
da exposição superficial.
217
218
Assim, o conjunto de informações obtidas, nas escalas macro e micro,
indica que estes horizontes caracterizam depósitos episódicos autóctones. Nesse
contexto ambiental de lagoa restrita de intermaré as ondas geradas por eventos de
tempestade chegam com intensidade reduzida, em função do abrandamento que
sofrem ao encontrarem os bancos bioclásticos e oolíticos, elevados topograficamente.
Desta forma, em função da redução de sua competência, transportam,
preferencialmente por suspensão, partículas bioclásticas de granulometria entre areia
e silte e possuem energia suficiente para colocar os elementos bioclásticos presentes
na lagoa em suspensão, sem promover efetivo desgaste e fraturamento. Assim, em
função das diferenças de densidade pertinentes aos elementos esqueletais, as
carapaças de braquiópodes articulados são os primeiros elementos a sofrer deposição,
seguidos pelos elementos desarticulados provenientes de crinóides e elementos
esqueletais provenientes de moluscos bivalves associados a valvas desarticuladas.
Subindo verticalmente na fácies, ocorrem os espinhos de braquiópodes
fragmentados, conchas de moluscos gastrópodes, carapaças de foraminíferos
fusulinídeos e carapaças e valvas desarticuladas de ostracodes associados a
elementos bioclásticos fragmentados, transportados pelas ondas de tempestade do
contexto de intermaré inferior. A baixa energia ambiental e a cobertura sedimentar
são os responsáveis pela preservação das assinaturas sedimentares e tafonômicas
geradas, uma vez que não se observa a interferência de organismos bioturbadores.
A fácies wackestone bioclástico ocorre na pedreiras I e II (Fig. 40),
associada as fases transgressivas dos ciclos C-3, C-4 e C-6 e às fases de mar alto dos
ciclos C-4, C-5 e C-6 (Fig. 46). No ciclo C-4, cuja associação de fácies denota sua
deposição em contextos ambientais proximais, esta fácies é dominante (Fig. 46). Em
lâmina petrográfica, caracteriza-se pela ocorrência de diferentes modos de
preservação dos bioclastos, onde seu grau de desgaste e fragmentação varia de
fragmentos indicando intenso retrabalhamento à ocorrência de formas delicadas
intactas, indicando deposição em contextos de baixa energia não sujeitos a
retrabalhamento posterior. Assim, a assinatura tafonômica dos bioclastos, em
conjunto com as variações na composição faunística e aspectos químicos da fácies
wackestone bioclástico permitiu que alguns horizontes compostos por esta fácies
fossem correlacionados a Tafofácies II.
Nesta fácies destaca-se a ocorrência de abundantes bioclastos de
ostracodes, incluindo valvas desarticuladas e carapaças articuladas preenchidas por
219
lama carbonática, em associação com carapaças de foraminíferos fusulinídeos e
moluscos gastrópodes, e elementos fragmentados provenientes de carapaças de
braquiópodes e esqueletos de equinodermas, ocorrendo em conjunto com elementos
siliciclásticos (Fotos 17 e 18). Sua assinatura tafonômica se assemelha a aquela
observada na fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita,
demonstrando a sobreposição de diferentes processos sedimentares atuando no
período anterior ao sepultamento dos elementos esqueletais. Enquanto a ocorrência
de elementos fragmentados provenientes de carapaças de braquiópodes e esqueletos
de equinodermas evidenciam um tempo de exposição superficial suficiente para
promover sua desarticulação e fragmentação, os elementos derivados de carapaças de
moluscos gastrópodes, ostracodes e foraminíferos fusulinídeos evidenciam o efeito
do rápido sepultamento em condições ambientais de baixa energia, uma vez que os
elementos encontram-se articulados e não apresentam sinais de desgaste e
retrabalhamento.
Diferente do que ocorre na fácies mudstone bioclástico com
pseudomorfos de gipsita, os horizontes compostos pela fácies wackestone bioclástico
não foram contemplados em campo. Desta forma, em função das limitações impostas
pelo método de análise através de lâminas petrográficas, a caracterização do depósito
quanto sua origem é embasado, principalmente, pela ocorrência de bioclastos
provenientes de ostracodes, incluindo valvas desarticuladas e carapaças articuladas
preenchidas por lama carbonática, que sugerem deposição dos elementos em um
curto período de tempo, sob condições de baixa energia ambiental.
A fácies wackestone bioclástico a ostracodes ocorre na porção
mediana da pedreira I, intercalada à uma fácies de packstone bioclástico a ostracodes
(Fig. 40). Em lâmina petrográfica, caracteriza-se pela ocorrência de abundantes
bioclastos de ostracodes em associação com foraminíferos fusulinídeos, moluscos
bivalves de conchas finas, fragmentos de carapaças de braquiópodes e elementos
esqueletais de equinodermas (Foto 20). Os bioclastos apresentam suas carapaças
preenchidas por lama carbonática e encontram-se levemente orientados na matriz
bandeada, o que indica deposição em condições de baixa energia, suficiente para
alinhar os elementos esqueletais sem removê-los efetivamente. A composição
faunística, com predominância de ostracodes, caracteriza deposição em condições de
salinidade elevada e o conjunto de feições observadas permite correlacionar esta
220
fácies a depósitos de dia-a-dia. Esta tafofácies ocorre no topo do ciclo C-3 (Fig. 46) e,
além da elevada concentração de carapaças articuladas e valvas isoladas de
ostracodes, caracteriza-se pela ocorrência de grãos siliciclásticos. A abundância de
elementos bioclásticos derivados de ostracodes sugere uma tendência de salinização
no ambiente, da mesma forma que a presença de siliciclásticos permite sugerir
deposição num contexto proximal. A tendência de raseamento do ciclo se verifica em
função da associação de fácies que se sobrepõem a esse horizonte, composta por
fácies diagnósticas de contextos proximais, das tafofácies II e I, associadas à fácies de
dolomita lamosa, que caracteriza o máximo raseamento do ciclo.
5.5.3.3. Tafofácies III
A Tafofácies III corresponde a uma fácies restrita que se desenvolve
no contexto de intermaré, nas adjacências dos bancos bioclásticos e oolíticos, onde
predomina baixa energia ambiental, em função do abrandamento sofrido pelas ondas
nos altos topográficos, e constante circulação de água e nutrientes (Fig. 49). Este
corresponde ao habitat preferencial de crinóides, que dependem de condições
ambientais de águas rasas e baixa energia associadas à circulação de nutrientes, para
seu desenvolvimento (Donovan, 1995). Este contexto é caracterizado pela ocorrência
das fácies wackestone e packstone bioclásticos a equinodermas.
A fácies wackestone bioclástico a equinodermas ocorre na metade da
seção correspondente a pedreira III (Fig. 40), associada a fácies de máximo
afogamento do ciclo C-7 (Fig. 46). Em lâmina caracteriza-se pela ocorrência de
abundantes elementos esqueletais derivados de equinodermas, incluindo segmentos e
discos isolados da coluna (Foto 22). Os bioclastos de braquiópodes, foraminíferos
fusulinídeos, ostracodes e moluscos gastrópodes são raros, mas ocorrem
subordinadamente na fácies e encontram-se levemente orientados na matriz
bandeada, sugerindo deposição em condições de baixa energia. Nesta fácies, a maior
concentração de elementos esqueletais derivados de equinodermas não pode ser
correlacionada com indivíduos específicos uma vez que seus elementos esqueletais
são normalmente, encontrados em partes ou completamente desarticulados, graças a
tendência de rápida desarticulação após a morte dos organismos (Speyer & Brett,
221
1988). Desta forma, a fácies é interpretada como gerada por processos sedimentares
de dia-a-dia.
A fácies packstone bioclástico a equinodermas ocorre nas pedreiras I
e II (Fig. 41) e em lâmina petrográfica caracteriza-se pela ocorrência predominante
de bioclastos de equinodermas, tais como placas da coluna, braços e espinhos de
crinóides e placas e espinhos de equinóides. Secundariamente, observam-se
fragmentos de carapaças de braquiópodes e moluscos bivalves, fragmentos de
briozoários e trilobitas, ostracodes, foraminíferos fusulinídeos e moluscos
gastrópodes, levemente orientados ao plano de acamamento (Fotos 30 e 31). A
assinatura tafonômica observada caracteriza os efeitos do retrabalhamento sobre os
elementos esqueletais no período que antecedeu seu soterramento final, promovendo
sua desarticulação e fragmentação. Aqui, novamente, o conjunto de feições
observadas não possibilita a correlação dos elementos esqueletais derivados de
equinodermas com indivíduos específicos, desta forma, a fácies é interpretada como
gerada por processos sedimentares de dia-a-dia.
5.5.3.4. Tafofácies IV
A Tafofácies IV representa o ambiente mais destrutivo no modelo,
onde a elevada taxa de turbulência associada a um longo período de exposição dos
elementos esqueletais combinam-se na geração de elevadas taxas de desarticulação,
fragmentação, abrasão e seleção (Fig. 49). Compreende a zona de formação das
barras bioclásticas e oolíticas na intermaré e não apresenta condições ambientais
favoráveis ao desenvolvimento de comunidades bentônicas, sendo os elementos
bioclásticos presentes provenientes de áreas próximas, transportadas a partir de
baixos topográficos. Os oolitos, do contrário, são considerados elementos autóctones,
já que sua formação é dependente das peculiares condições ambientais que
caracterizam este contexto.
Nesse contexto ambiental, a ação constante do retrabalhamento sobre
os depósitos os homogeneíza e as fácies típicas são grainstones compostos por
acumulações de elementos bioclásticos provenientes de diferentes organismos
bentônicos, extremamente fragmentados e desgastados, podendo estar associados a
oolitos ressedimentados a partir dos bancos oolíticos. Ocorrem, ainda grainstones
222
oolíticos estratificados, compostas exclusivamente por oolitos bem selecionados por
tamanho e associados a raros elementos bioclásticos.
A fácies grainstone bioclástico ocorre na porção mediana da pedreira
I e na porção superior da pedreira II (Fig. 42), associada aos ciclos C-3 e C-6 (Fig.
46) e é composta por bioclastos extremamente fragmentados, provenientes de
braquiópodes fibrosos e prismáticos, briozoários, foraminíferos fusulinídeos,
ostracodes, trilobitas, crinóides e equinóides (Fotos 43 e 44). Nesta fácies, as altas
taxas de desarticulação e fragmentação dos elementos bioclásticos são o reflexo dos
efeitos destrutivos gerados pela constante ação de ondas sobre os depósitos de
elementos esqueletais provenientes de áreas adjacentes. Estes depósitos, em função
da natureza de sua formação, são diagnósticos do contexto ambiental de intermaré,
nas proximidades das barras bioclásticas porém, são compostos por elementos
bioclásticos provenientes de áreas adjacentes. Aqui, é importante salientar que, em
função do constante retrabalhamento sobre os depósitos, deverá ser considerada a
mistura temporal e espacial dos elementos bioclásticos (“within-habitat time-
averaging” de Kidwell & Bosence, 1991) na caracterização das assembléias
parautóctones.
A fácies grainstone oolítico ocorre em distintos horizontes da pedreira
I (Fig. 42), associada ao ciclo C-1 (Fig. 46) e é composta predominantemente por
oolitos, apresentando escassos bioclastos de ostracodes e moluscos bivalves (Foto
45). Os horizontes correspondentes a esta fácies são freqüentemente bioturbados e
sua espessura média é de 60 cm, enquanto as camadas caracterizadas por apresentar
estratificação cruzada, possuem espessura média de 10 cm. As características
particulares desta fácies facilitam sua correlação com a Tafofácies IV, sendo a única
exceção corresponde ao segundo horizonte oolítico, onde ocorrem elementos
oolíticos trapeados por valvas avulsas de braquiópodes, em associação com lama
carbonática e abundantes foraminíferos fusulinídeos (Foto 46). Conforme
caracterizado no capítulo 4, as fácies compostas por foraminíferos fusulinídeos são
diagnósticas de contextos ambientais de intermaré, especialmente em função da
ocorrência do gênero Paleonubecularia sp. Da mesma forma, a ocorrência de lama
carbonática associada indica a deposição desta fácies em um contexto de baixa
energia. Assim, as feições observadas parecem refletir a ressedimentação dos oolitos
formados na intermaré superior em contextos ambientais de mais baixa energia, em
baixios na retaguarda do banco bioclástico. Neste caso, os oolitos ressedimentados
223
foram trapeados pelas valvas de braquiópodes, em contextos de baixa energia e
aporte de sedimentos finos, caracterizando um substrato adequado à colonização dos
foraminíferos incrustantes.
A fácies grainstone peloidal a foraminíferos ocorre na porção inferior
da seção à beira do Rio Tapajós, associada ao ciclo C-1, na porção inferior da
pedreira I, associada ao ciclo C-3, na porção mediana da pedreira II, associada ao
ciclo C-5 e na metade superior da pedreira III, associada ao ciclo C-7 (Figs. 42 e 46).
É composta por abundantes pelóides e foraminíferos fusulinídeos em associação com
fragmentos esqueletais derivados de crinóides, braquiópodes e moluscos bivalves
(Fotos 41 e 42). Os bioclastos derivados de crinóides, braquiópodes e moluscos
bivalves são extremamente fragmentados e bem selecionados, refletindo os efeitos
destrutivos de um longo período de exposição superficial na interface entre a água e
os sedimentos. Contrariamente, os elementos esqueletais derivados de foraminíferos
não apresentam sinais de retrabalhamento anterior a seu soterramento final e refletem
a fauna vivente no contexto no momento do sepultamento. Nesta fácies, ocorrem
elementos esqueletais cuja assinatura tafonômica caracteriza contextos ambientais de
intermaré, dentro do nível de ação das ondas normais associados a abundantes
foraminíferos e pelóides, indicativos de deposição em contextos de baixa energia
ambiental. Desta forma, esta fácies é interpretada como depósitos de intermaré,
associados a contextos de baixa energia na retaguarda dos bancos bioclásticos onde os
foraminíferos constituem a fauna vivente no local e os demais elementos esqueletais
refletem depósitos retrabalhados a partir de regiões próximas, de maior energia.
As fácies de grainstones não apresentam correlação com superfícies
de importância estratigráfica, sendo sua utilidade mais adequada à interpretação dos
contextos paleoambientais envolvidos na sua gênese.
5.5.3.5. Tafofácies V
A Tafofácies V assim como a Tafofácies IV representa um ambiente
destrutivo, dentro do nível de ação das ondas normais (Fig. 49). Aqui, a elevada taxa
de turbulência associada à exposição dos elementos esqueletais novamente
combinam-se na geração de elevadas taxas de desarticulação, fragmentação, abrasão e
seleção. Assim, a assinatura tafonômica da Tafofácies V é similar àquela apresentada
224
pela Tafofácies IV, mas não tão extrema, e representada pela fácies de packstone
bioclástico. Esta fácies corresponde aos distintos horizontes onde foram coletados
invertebrados para análise tafonômica e são eles: Pedreira I - P1.1570 C29 – Fácies
packstone bioclástico a braquiópodes, Pedreira II – P2.415 C25 – Fácies packstone
bioclástico a pelóides, Pedreira II – P2.1120 C46 – Fácies packstone bioclástico a
pelóides e Pedreira II – P2.1400 C53 – Fácies packstone bioclástico (Fig. 50). Desta
forma, as discussões sobre a análise tafonomicamente orientada dos elementos
esqueletais obtidos será feita separadamente, após as descrições daqueles horizontes
analisados apenas em escala de lâmina petrográfica.
A fácies packstone bioclástico ocorre em distintos horizontes nas
pedreiras I e II (Fig. 41) associada a diferentes fases dos ciclos deposicionais. Desta
forma, as características tafonômicas e correlações estratigráficas dos horizontes que
as contêm serão discutidas individualmente. Esta fácies é composta por bioclastos de
fauna marinha, tais como fragmentos da carapaça e espinhos de braquiópodes,
elementos da coluna e braços de crinóides, placas esqueletais e espinhos de
equinóides, fragmentos de briozoários, carapaças de foraminíferos, fragmentos
esqueletais de trilobitas e carapaças de ostracodes e menos freqüentes fragmentos das
valvas de moluscos bivalves e conchas de gastrópodes. Feições indicativas de
bioturbação ocorrem associadas, da mesma forma que bioclastos orientados,
dependendo do horizonte analisado.
O primeiro packstone bioclástico localiza-se na base da pedreira I
(Fig. 41), correlacionado ao ciclo C-3 (Fig. 46). Diferencia-se pela ocorrência de
abundantes elementos esqueletais derivados de briozoários em associação com
elementos provenientes de braquiópodes, equinodermas, trilobitas, ostracodes e
foraminíferos fusulinídeos. Os elementos bioclásticos encontram-se desarticulados e
fragmentados e são interpretados como representativos das condições de
sedimentação do dia. Este horizonte apresenta padrão granocrescente na organização
interna, refletindo uma redução dos efeitos gerados pelos processos de
retrabalhamento sobre os elementos bioclásticos. Esta redução na energia ambiental
condiz com um aumento da lâmina d’água, que é verificado pela fácies que o sucede,
um wackestone bioclástico, de deposição sugerida na inframaré e identificado como
superfície de máximo afogamento do ciclo (Fig. 46).
225
226
O segundo packstone bioclástico localiza-se na pedreira II, na altura
de 45 metros (Fig. 41) e correlaciona-se a fase de mar alto do ciclo C-5 (Fig. 46).
Caracteriza-se pela ocorrência de elementos esqueletais provenientes de braquiópodes
fibrosos, punctuados e prismáticos, foraminíferos e ostracodes; elementos esqueletais
de briozoários, equinodermas e trilobitas e fragmentos de briozoários que encontram-
se densamente empacotados e em orientação plano-paralela à matriz. A presença de
envelopes de micrita circundando os grãos, contatos côncavo-convexos e feições
locais de dissolução por pressão, resultantes do processo de diagênese no ambiente de
soterramento, justifica o padrão de distribuição plano-paralelo observado nos
bioclastos. Neste horizonte, que se sobrepõe à superfície de máximo afogamento do
ciclo, uma análise macroscópica dos elementos bioclásticos seria fundamental para o
adequado entendimento de sua organização interna.
O terceiro packstone bioclástico localiza-se na pedreira II, na altura de
46 metros (Fig. 41) e ocorre intercalado na fase de mar alto do ciclo C-5 (Fig. 46)
entre dois horizontes de wackestone bioclástico da tafofácies II. Caracteriza-se pela
ocorrência de fragmentos provenientes do esqueleto de briozoários, braquiópodes,
ostracodes e foraminíferos, extremamente fragmentados, indicando exposição
anterior a seu soterramento, sob condições de elevada energia. Ocorre em uma
associação faciológica típica de contextos proximais, de forma que o desgaste
observado reflete o retrabalhamento dos depósitos esqueletais submetidos a condições
de elevada energia ambiental.
O quarto packstone bioclástico da seção localiza-se na pedreira II, na
altura de 57 metros e corresponde ao horizonte P2.1400 C53, que será descrito
posteriormente.
O quinto packstone bioclástico da seção estudada localiza-se na
pedreira II, na altura de 59 metros (Fig. 41), correlacionado ao ciclo C-6 (Fig. 46) e
caracteriza-se pela ocorrência de bioclastos provenientes de braquiópodes,
ostracodes, fragmentos da coluna de briozoários, equinodermas e trilobitas,
fragmentados e aleatoriamente distribuídos na matriz micrítica. Segundo Speyer &
Brett (1988), em ambientes onde moderadas taxas de sedimentação promovem a
diluição dos depósitos esqueletais, as condições do substrato favorecem o
desenvolvimento de organismos bioturbadores. Neste caso, a homogeneização
observada nos depósitos é conseqüência da bioturbação (Thalassinoides sp.), feição
227
comum a este horizonte, tanto em lâmina petrográfica quanto em campo. Horizontes
bioturbados comumente apresentam correlação com superfícies de importância
estratigráfica e esse tema será novamente abordado no item 5.6.2.2.
Nos horizontes onde a proporção de constituintes orgânicos permitiu
uma diferenciação em função dos táxons dominantes, a fácies packstone bioclástico
recebeu denominações específicas. Assim, foram distinguidas as fácies: packstone
bioclástico à braquiópodes, packstone bioclástico a pelóides, packstone bioclástico a
foraminíferos e packstone bioclástico a ostracodes.
A fácies packstone bioclástico a braquiópodes caracteriza-se pela
ocorrência de abundantes bioclastos de braquiópodes fibrosos, punctuados e
crenulados, representados por fragmentos das carapaças e espinhos. Secundariamente,
ocorrem elementos esqueletais provenientes de equinodermas, briozoários,
ostracodes, trilobitas, foraminíferos fusulinídeos e raros moluscos. Esta fácies
correlaciona-se a depósitos gerados na intermaré inferior/inframaré e corresponde ao
último packstone da pedreira I, a aquele que ocorre na seção que conecta as pedreiras
I e II (BOR#14) e ao primeiro horizonte de packstone da pedreira II (Fig. 41).
O primeiro packstone bioclástico a braquiópodes da seção localiza-se
no topo da pedreira I, na altura de 35,5 metros e corresponde ao horizonte P1.1570
C29, que será descrito posteriormente.
O packstone bioclástico a braquiópodes que ocorre na seção que
conecta as pedreiras I e II (BOR#14) é composto por bioclastos provenientes da
carapaça de braquiópodes, foraminíferos e ostracodes; elementos esqueletais de
briozoários, equinodermas e trilobitas e fragmentos de briozoários. Este horizonte
representa a superfície transgressiva do ciclo C-5 (Fig. 46) e encontra-se intensamente
bioturbado (Thalassinoides sp.) (Fig. 50 B). Neste caso, o estabelecimento de
melhores condições ambientais, promovido pela subida do nível relativo do mar,
favoreceu o desenvolvimento da infauna ativa. Em função da homogeneização dos
depósitos, a análise tafonômica da fácies é limitada, sendo a intensa fragmentação
observada nos elementos que compõem a fácies é conseqüência da ação destrutiva
promovida pelos organismos bioturbadores.
O terceiro packstone bioclástico a braquiópodes localiza-se na base da
pedreira II (Fig. 41) e caracteriza-se pela ocorrência de elementos esqueletais
228
provenientes da carapaça de braquiópodes fibrosos, punctuados e prismáticos,
foraminíferos e ostracodes; elementos esqueletais de briozoários, equinodermas e
trilobitas e fragmentos de briozoários. A análise das lâminas petrográficas deste
horizonte demonstrou que este se apresenta, na base, composto por bioclastos
provenientes da carapaça de braquiópodes, principalmente valvas avulsas,
densamente empacotadas. Subindo verticalmente no horizonte observa-se a diluição
dos elementos bioclásticos derivados de carapaças e espinhos de braquiópodes,
briozoários, ostracodes e foraminíferos fusulinídeos, os quais ocorrem intensamente
fragmentados e aleoatoriamente distribuídos na matriz lamosa. Esta fácies não
fornece elementos tafonômicos diagnósticos de sedimentação episódica, porém, a
organização interna do horizonte, reflete o deslocamento lateral das fácies associado
ao aumento da profundidade e redução na disponibilidade de partículas bioclásticas,
refletindo a fase transgressiva do ciclo C-5 (Fig. 46).
A fácies packstone bioclástico a pelóides caracteriza-se pela
ocorrência de abundantes pelóides distribuídos na matriz micrítica/microespática em
associação com bioclastos provenientes de carapaças de braquiópodes, equinodermas,
ostracodes e foraminíferos fusulinídeos e raros fragmentos provenientes de
briozoários, trilobitas e moluscos gastrópodes e bivalves. Nesta fácies destaca-se a
ocorrência do foraminífero Paleonubecularia sp., diagnóstico de sua deposição em
contextos de intermaré de baixa energia (Altiner & Savini, 1991). Esta fácies
corresponde ao segundo e terceiro packstones da pedreira I e ao packstone que ocorre
na altura de 54 metros, na segunda metade da pedreira II (Fig. 41).
O primeiro packstone bioclástico a pelóides da seção localiza-se na
base da pedreira I, na altura de 25,5 metros (Fig. 41) e caracteriza-se pela ocorrência
de elementos derivados do esqueleto de equinodermas e briozoários associados a
foraminíferos fusulinídeos, carapaças de braquiópodes articuladas e valvas avulsas.
Esta fácies caracteriza deposição em contextos de intermaré de baixa energia e grada
verticalmente para a fácies packstone bioclástico a equinodermas, diagnóstica da
tafofácies III. Esta mudança na fácies demonstra a aproximação com o contexto de
barra bioclástica, onde a energia é maior, retrabalhando os bioclastos com maior
intensidade, reduzindo-os a pequenos fragmentos, muitas vezes não identificáveis.
Neste caso, os bioclastos de equinodermos, por serem tafonomicamente mais
resistentes aos processos mecânicos de desgaste, tendem a concentrar-se nas fácies,
229
quando comparados com os demais elementos esqueletais, tornando-se os elementos
dominantes. Subindo na seção (Fig. 46) ocorre um grainstone bioclástico da
tafofácies IV seguido por um mudstone bioclástico peloidal da tafofácies II,
reforçando que esta variação vertical nas fácies reflete o deslocamento horizontal dos
contextos ambientais vizinhos em resposta a queda do nível relativo do mar de mais
alta freqüência.
O segundo packstone bioclástico a pelóides da seção localiza-se na
base da pedreira I, na altura de 28 metros (Fig. 41) e caracteriza-se pela ocorrência de
abundantes bioclastos derivados de carapaças de braquiópodes, esqueletos de
briozoários e trilobitas, fragmentados e suportados por uma matriz empelotada. Esta
fácies correlaciona-se a depósitos de intermaré inferior/inframaré e grada
verticalmente para a fácies de packstone bioclástico a ostracodes. Esta, por sua vez,
é composta por abundantes bioclastos de ostracodes, correspondendo à valvas
desarticuladas e espécimens articulados, que são predominantes. Caracteriza-se pela
ocorrência de elementos dispersos na matriz sem orientação preferencial, distribuídos
em duas classes de tamanho, evidenciando ausência de seleção hidráulica.
Secundariamente, ocorrem bioclastos de moluscos bivalves, carapaças e espinhos de
braquiópodes fibrosos, crenulados e punctuados, elementos da coluna, braços e
espinhos de crinóides e placas e espinhos de equinóides, fragmentos de briozoários e
foraminíferos fusulinídeos dentre os quais, observa-se Paleonubecularia sp.. Nesta
fácies, a ocorrência de bioclastos de ostracodes distribuídos em duas classes de
tamanho sugere mortandade de formas juvenis e adultas, interpretados como
representantes da fauna vivente no local e momento do soterramento. O
desenvolvimento preferencial destes organismos, que são mais resistentes a variações
na salinidade, é indicativo de um gradual aumento na salinidade do ambiente.
A fácies packstone bioclástico a ostracodes apresenta intercalações
com fácies de wackestones bioclásticos a ostracodes da tafofácies II. Ambas, além da
elevada concentração de elementos esqueletais de ostracodes, evidenciando a
salinização do ambiente, caracterizam-se pela ocorrência de grãos siliciclásticos,
demonstrando deposição em contextos proximais. A evidências a favor de uma queda
do nível relativo do mar observadas nesta associação de fácies são confirmadas pelos
horizontes seguintes, que são um mudstone bioclástico da tafofácies II, e um laminito
microbial, da tafofácies I. Esta sucessão de fácies caracteriza o topo do C-3 (Fig. 46)
230
cuja fácies de máximo raseamento é uma dolomita lamosa, associada a elementos de
origem evaporítica.
O terceiro packstone bioclástico a pelóides da seção localiza-se no
topo da pedreira II corresponde ao horizonte P2.1120 C46, que será descrito
posteriormente.
A fácies packstone bioclástico a foraminíferos caracteriza-se pela
ocorrência predominante de foraminíferos fusulinídeos, associados a elementos
esqueletais de equinodermas e braquiópodes e raros fragmentos de briozoários,
ostracodes e pelóides. Novamente, destaca-se a ocorrência de Paleonubecularia sp
dentre os gêneros de foraminíferos presentes indicando deposição em contextos
ambientais de baixa energia, na intermaré. Esta fácies corresponde aos horizontes da
pedreira II nas alturas de 47 e 56 metros (Fig. 41).
O primeiro packstone bioclástico a foraminíferos da seção
corresponde ao horizonte P2.415 C25, que será descrito posteriormente. O segundo
packstone bioclástico a foraminíferos da seção ocorre na altura de 56 metros e
caracteriza-se pela ocorrência de bioclastos provenientes foraminíferos fusulinídeos,
braquiópodes e ostracodes articulados e valvas avulsas, fragmentos de elementos
esqueletais de briozoários e equinodermas, gradando verticalmente para um
packstone bioclástico a equinodermas, da tafofácies III. Esta sucessão de fácies
caracteriza a base do C-6 (Fig. 46), ocorrendo na associação de fácies que antecede a
de máximo afogamento do ciclo. Neste horizonte, a concentração de elementos
esqueletais provenientes de equinodermas está relacionada sua maior resistência aos
processos destrutivos decorrentes da exposição superficial uma vez que, com o
aumento da profundidade e redução na taxa de produção carbonática em resposta a
submersão da fábrica carbonática abaixo da zona fótica, os elementos esqueletais
tendem a ficar expostos na interface entre a água e os sedimentos por maiores
períodos de tempo.
231
5.5.3.5.1. Tafofácies V - Horizontes de onde se obtiveram invertebrados para
análise tafonômica
Os distintos horizontes onde foram coletados invertebrados para
análise tafonômica são: Pedreira I - P1.1570 C29 – Fácies packstone bioclástico a
braquiópodes (Fig. 50), Pedreira II – P2.415 C25 – Fácies packstone bioclástico a
pelóides (Fig. 50), Pedreira II – P2.1120 C46 – Fácies packstone bioclástico a
pelóides (Fig. 50)e Pedreira II – P2.1400 C53 – Fácies packstone bioclástico (Fig.
50), característicos da tafofácies V. Desta forma, seguem as discussões sobre a análise
tafonomicamente orientada dos elementos esqueletais obtidos.
O horizonte da Pedreira I - P1.1570 C29 – Fácies packstone
bioclástico a braquiópodes ocorre na altura de 35,5 metros (Fig. 50) e corresponde a
superfície de máximo afogamento do ciclo C-4 (Fig. 46). Em lâmina petrográfica, é
composto por abundantes elementos esqueletais de fauna marinha, merecendo
destaque a maior concentração de elementos provenientes da carapaça de
braquiópodes, ocorrendo sob a forma de carapaças articuladas e valvas avulsas
densamente empacotadas. Este horizonte caracteriza o estabelecimento de condições
marinhas abertas, correspondendo ao máximo afogamento do ciclo C-4. Este, por sua
vez, é composto por uma associação de fácies tipicamente mais proximais, denotando
uma fase de nível relativo do mar baixo e condições ambientais predominantemente
restritas. Assim sendo, a maior concentração de elementos esqueletais provenientes
de braquiópodes nesta fácies, decorre do amplo desenvolvimento da fauna bentônica
em função do estabelecimento de condições ambientais mais adequadas.
Em campo, corresponde a um horizonte densamente empacotado (Fig.
50 A), de onde foram obtidos elementos esqueletais provenientes de diferentes táxons
de organismos bentônicos (Tabela 3). Dentre eles estão colônias de briozoários
criptostomados e treptostomados, corais rugosos, equinodermas, representados por
fragmentos da coluna e discos colunares dissociados de crinóides, braquiópodes das
espécies Cleiothyridina casteri, Composita reedi, Duartea batesiana, Rhipidomella
penniana e Spirifer oliverai e braquiópodes do gêneros Neospirifer sp.. Destes, os
braquiópodes Cleiothyridina casteri e Composita reedi ocorrem articulados. Já os
elementos provenientes de Rhipidomella penniana e Neospirifer sp., são
232
representados por exemplares articulados e valvas ventrais e dorsais, os elementos
provenientes de Spirifer oliverai, exemplares articulados e valvas ventrais e os
elementos de Duartea batesiana, apenas por valvas ventrais.
Táxon Pedreira I
P1.1570 C.29
FPBB
Pedreira II
P2.415 C25
FPBP
Pedreira II
P2.1120 C46
FPBP
Pedreira II
P2.1400 C53
FPB
Bryozoa
Criptostomados 3 2 3 -
Treptostomados 6 - 8 12
Cnidaria
Corais Rugosa 45 23 38 50
Echinodermata
Crinoidea 31 + 8 di * - 18 + 12 di 22
Brachiopoda
Cleiothyridina casteri
63
21 + 6vv -
8
Composita reedi
22
- -
8
Duartea batesiana
22 vv
1 + 1vv -
2 vv
Neospirifer sp. 48 + 215 vv + 8 vd * 49 vv 1 + 1vv 12 + 9 vv
Punctospirifer sp. - - - 2
Rhipidomella penniana
98 + 19 vv + 22 vd - - 25 + 9vv + 8
vd
Spirifer oliverai
15 + 16vv - - 0
Tabela 3. Invertebrados coletados em distintos horizontes nas pedreiras I e II. O
número de indivíduos solitários e coloniais foi determinado da seguinte forma: os
briozoários foram quantificados através do número de colônias; os corais rugosos
foram quantificados através do número de indivíduos isolados; os crinóides foram
quantificados através do número de segmentos da coluna em adição com o número
de discos isolados (di) e os braquiópodes foram quantificados através do número de
indivíduos articulados em adição com o número de valvas dorsais (vd) ou ventrais
(vv) isoladas, os * referem-se aos horizontes onde foram observados organismos
incrustantes sobre os elementos esqueletais. Não foram obtidos fósseis nas seções do
Rio Tapajós e pedreira III.
As colônias dos briozoários criptostomados e treptostomados são
classificadas como tipo esqueletal arborescente. Segundo Speyer & Brett, esse tipo
esqueletal é extremamente sensível à fragmentação e transporte local e por esta razão,
são indicadores tafonômicos chave nas mudanças da energia nas fácies onde ocorrem.
Isto porque raramente permanecerão na interface entre a água e os sedimentos por
tempo suficiente para sofrerem os efeitos destrutivos da fragmentação, abrasão e
corrosão sendo que sua boa preservação caracteriza condições de rápido
233
soterramento. Este tipo esqueletal corresponde a colônias fixas ramosas que são,
normalmente, adaptadas à ambientes menos turbulentos, sendo seu escombros
transportados por curtas distâncias no caso de serem eventualmente tombadas.
Os briozoários treptostomados estudados foram atribuídos ao gênero
Stenopora, e compreendem formas ramosas, preservadas como fragmentos da colônia
sem evidências de transporte e abrasão (Fig. 51.2 A), refletindo, desta forma,
ausência de exposição superficial anterior a seu soterramento final. Feição semelhante
ocorre nos briozoários criptostomados do gênero Synocladia sp., cujas colônias
ramosas com aparência de rede de filó são caracterizadas por sua delicadeza e,
conseqüentemente, sensíveis aos efeitos de exposição superficial. Estes elementos
ocorrem sob a forma de fragmentos da colônia tombados no sedimento, refletindo um
rápido soterramento e ausência de retrabalhamento e exposição posteriores (Fig. 51.2
B) e correspondem aos organismos que compunham a comunidade bentônica no
tempo e local do sepultamento.
Os corais rugosos, por sua vez, são classificados como tipo esqueletal
massivo. Segundo speyer & Brett (1988), enquanto os esqueletos arborescentes são
extremamente sensíveis à fragmentação e transporte local, os restos esqueletais
massivos podem permanecer na interface entre a água e os sedimentos por um
prolongado período de tempo, sem sofrer completa destruição. Os organismos
dotados de esqueletos massivos, como os corais rugosos solitários e os briozoários
incrustantes são adaptados a ambientes cuja energia oscila de moderada a elevada.
Neste ambientes, os elementos esqueletais massivos sofrem, tipicamente, abrasão,
sendo suscetíveis a reorientações, incrustações e predação em certas fácies. Desta
forma, evidências de reorientação podem trazer indícios do grau de energia no
ambiente, assim como a presença de incrustações, pode indicar um prolongado
período de exposição dos elementos esqueletais, anterior a seu soterramento (Speyer
& Brett, 1988). Os corais rugosos estudados são formas isoladas, curvadas e
pequenas, não excedendo 50 milímetros de tamanho (Fig. 51.3). No horizonte
analisado, não apresentam sinais de desgaste e corrosão e foram preservados em
posição de vida, sugerindo seu rápido soterramento (Fig. 50 C). Correspondem, desta
forma, aos organismos que compunham a comunidade bentônica no tempo e local do
sepultamento.
234
Figura 51. Invertebrados estudados. 51.1. Crinóides, placas isoladas e segmentos da coluna;
A. segmentos da coluna parcialmente incrustados pelo briozoário Fistulipora sp.; B.
segmentos da coluna parcialmente incrustados pelo briozoário Fistulipora sp., observe que o
fraturamento deste segmento da coluna ocorreu após o desenvolvimento do briozoário; 51.2.
A. Briozoário Stenopora sp.; B. Briozoário Synocladia sp.; 51.3. Corais rugosos; 51.4.
Braquiópodes; A. vista dorsal de Cleiothyridina casteri; B. vista dorsal de Composita reedi;
C. valva ventral de Duartea batesiana em vista interna e externa; D. vista dorsal de
Neospirifer sp. incrustado por Fistulipora sp., observe que a colônia margeia, mas não
ultrapassa a comissura; E. vista posterior de Neospirifer sp. incrustado pelo briozoário
Hederella sp.; F. vista ventral de Punctospirifer sp. intensamente incrustada pelo briozoário
Fistulipora sp., observe que a colônia margeia, mas não ultrapassa a comissura; G. vista
ventral de Rhipidomella penniana sp.; H. vista dorsal de Spirifer oliverai; I. vista dorsal de
Rhipidomella penniana apresentando uma perfuração na valva dorsal, provavelmente
provocada por um molusco predador. (Escala corresponde a um centímetro).
235
Os crinóides, dotados de esqueletos compostos por múltiplos
elementos, são potenciais indicadores das condições deposicionais pós-morte em
função de suas diferentes fases de desarticulação são correlacionáveis com o tempo
de exposição anterior a seu soterramento final. Graças à tendência de rápida
desarticulação após a morte dos organismos, estas partes orgânicas não podem ser
correlacionadas com indivíduos específicos, porém, a ocorrência de esqueletos
articulados é um forte indício de rápido soterramento e ausência de transporte
(Speyer & Brett, 1988).
Existe uma significante variação no potencial de preservação entre as
espécies de crinóides, a qual pode ser atribuída às feições morfológicas de seus
esqueletos e tecidos conectivos. Assim, a interpretação das feições tafonômicas
depende do conhecimento de como as diferentes morfologias controlam o potencial
de preservação de cada gênero individualmente. Segundo Meyer & Meyer (1986),
enquanto alguns gêneros possuem cálices rigidamente construídos, resistentes à
desarticulação e pouco sensíveis aos efeitos do transporte e exposição superficial,
outros, são dotados de cálices cuja desarticulação ocorre logo após a morte dos
organismos, independente das taxas de sedimentação. De acordo com Ausich &
Baumiller (1993), a desarticulação da coluna dos crinóides ocorre em etapas, com
seu desmembramento em segmentos menores e posteriormente em elementos
isolados. Com base em experimentos realizados com crinóides atuais, sabe-se que
suas colunas permanecem articuladas até seis dias após sua morte, enquanto a
desarticulação em segmentos pode ocorrer em um período de um a dois dias e estes
podem permanecer articulados por prolongados períodos antes de sua completa
separação em discos isolados (Ausich & Baumiller, 1993).
Os crinóides estudados foram preservados sob a forma de segmentos
da coluna articulados e placas isoladas (Fig. 51.1 A). A ausência de braços
preservados decorre das diferenças nas taxas de decomposição entre braços
articulados por músculos daqueles, por ligamentos. Conforme observado por Ausich
& Baumiller (1993), braços conectados por músculos são tafonomicamente menos
resistentes do que aqueles conectados por ligamentos e desarticulam antes da coluna.
Já nos crinóides dotados apenas de articulações ligamentares, os braços e a coluna
devem ser tafonomicamente equivalentes e a fragmentação da coluna pode preceder
a fragmentação dos braços ou vice-versa. Desta forma, a ausência de elementos
236
esqueletais derivados de braços se justifica em função das diferenças nas taxas de
desarticulação nos crinóides analisados, restando analisar a ausência de cálices
preservados. De acordo com Laudon (1957), peixes predadores de crinóides podem
gerar tendenciamentos nas biocenoses, removendo seletivamente os cálices desses
organismos de seus locais de desenvolvimento. Nos horizontes analisados
tafonomicamente, das amostras desagregadas e analisadas por catação foram obtidos
elementos dentários derivados de peixes. Igualmente, Duffin et al. (1996) descrevem
a ocorrência de dentes de peixes em amostras provenientes da Formação Itaituba.
Desta forma, a presença de peixes e sua atividade enquanto predadores é atribuída na
justificativa da ausência de elementos do cálice de crinóides nos horizontes
estudados. Portanto, a assinatura tafonômica observada nos crinóides estudados
reflete os efeitos da exposição superficial sobre os elementos orgânicos anterior a seu
soterramento final.
Os esqueletos bivalves são representados nesse estudo pelos
braquiópodes articulados, cujas valvas se mantêm fechadas em função dos músculos
adutores, auxiliados pelo mecanismo articulatório, constituído por dentes presentes
na valva ventral e fossetas dentárias, na dorsal. As valvas ventrais normalmente são
maiores que as dorsais e mais convexas, enquanto as valvas dorsais são menores,
menos convexas e por vezes planas ou côncavas (Fonseca, in Carvalho, 2004).
Quando um braquiópode morre, os tecidos conectivos decompõem-se em um curto
período de tempo, justificando a freqüente ocorrência de valvas isoladas no registro
fossilífero. As valvas separadas tendem a ser perdidas no registro fossilífero durante
o transporte e soterramento em função das diferenças no seu tamanho e densidades
(Speyer & Brett, 1988).
Os braquiópodes estudados demonstraram distintas fases de
desarticulação. Espécimes classificados como Cleiothyridina casteri e Composita
reedi são representados por exemplares articulados e bem preservados, sem
evidências de transporte e corrasion superficial (Figs. 51.4 A, B). Esta assinatura
tafonômica caracteriza que tais organismos foram soterrados em vida ou pouco tempo
após sua morte. Os elementos provenientes de Neospirifer sp. e Rhipidomella
penniana, são representados por exemplares articulados e valvas ventrais e dorsais
desarticuladas (Figs. 51.4 D-G), os elementos provenientes de Spirifer oliverai, por
exemplares articulados e valvas ventrais (Fig. 51.4 H) e os elementos de Duartea
237
batesiana, apenas por valvas ventrais (Fig. 51.4 C). A ocorrência de valvas
desarticuladas caracteriza um período de exposição dos elementos esqueletais anterior
a seu soterramento final, promovendo sua desarticulação e retrabalhamento na
interface entre a água e os sedimentos.
Segundo Simões & Holz (in Carvalho, 2000), após a desarticulação,
os elementos esqueletais dissociados apresentam diferentes propriedades
hidrodinâmicas, de forma que o grau de reorientação e seleção (transporte) destes
está intimamente relacionado com a energia do meio, a forma e a densidade dos
bioclastos. Os processos de seleção envolvem a separação sistemática dos elementos
orgânicos e manifestam-se de duas maneiras: classificação por tamanho e forma.
Segundo Westrop (1986; in Speyer & Brett, 1988), o processo de seleção dos
bioclastos por tamanho está diretamente relacionado ao gradiente de energia do meio
que, à medida que diminui, transporta os bioclastos em ordem decrescente de
tamanho. Em contraste, assembléias selecionadas por tipo esqueletal (forma)
refletem diferenças hidrodinâmicas entre os bioclastos, independentemente do
tamanho das partículas (Lever, 1958; in Speyer & Brett, 1988).
Desta forma, no material analisado, a ocorrência de valvas ventrais de
Neospirifer sp. em maior proporção do que as valvas dorsais e a ocorrência de valvas
ventrais de Spirifer oliverai e Duartea batesiana são reflexo dos processos de
seleção das valvas dorsais, que por serem menores e mais leves foram seletivamente
retiradas do contexto ambiental pela ação das ondas e correntes.
Dentre os elementos esqueletais observados, carapaças de Neospirifer
sp. apresentam incrustação pelos briozoários Fistulipora (cystoporado) e Hederella
(cyclostomado) (Figs. 51.4 D, E), uma carapaça de Composita reedi apresenta
incrustação pelo briozoário Hederella (Fig. 51.4 B) e alguns segmentos da coluna de
crinóides sofreram incrustação pelo briozoário cystoporado Fistulipora (Figs. 51.1 A,
B).
Segundo Speyer & Brett (1988), restos esqueletais apresentando
incrustações apontam para a existência de um período de exposição superficial
anterior ao soterramento dos elementos esqueletais, especialmente nos casos onde é
possível a identificação de que a incrustação ocorreu sobre material esqueletal
disponível no ambiente. Muitos trabalhos apontam a ocorrência de organismos
marinhos fósseis que possuíram hábito incrustante, sobre substratos duros (Gault &
238
McKinney, 1980; Liddel & Brett, 1982). A maior dificuldade na caracterização dos
hábitos de organismos incrustantes está na definição se o processo ocorreu sobre
exoesqueletos de organismos vivos ou sobre material esqueletal disponível no
ambiente. Liddel & Brett (1982), e Taylor (1984), observam que se ambos
organismos (incrustante e incrustado) apresentam preservação equivalente, é provável
que sua relação seja uma interação de organismos ainda em vida. Em contrapartida, é
aceito que qualquer epibionte incrustando porções da carapaça não acessíveis em
braquiópodes vivos, como o interior de valvas, áreas articulatórias ou se estendendo
da superfície externa para a superfície interna das valvas, caracterize a colonização da
valva após a morte do braquiópode (Brunton, 1966).
Os braquiópodes incrustados correspondem a exemplares articulados,
caracterizando seu soterramento ainda em vida ou dentro de um curto período após
sua morte. As colônias de briozoários não apresentaram preferência por valvas
dorsais ou ventrais, igualmente para as porções anteriores ou posteriores das valvas,
porém, em todos os casos observados, não ultrapassam as linhas de comissura das
valvas (Figs. 51.4 B, D-F). Desta forma, as indicações caracterizam que o processo de
incrustação ocorreu durante a vida dos braquiópodes, correspondendo à sua interação
com briozoários.
Nos segmentos da coluna de crinóides a presença dos organismos
incrustantes sobre os elementos esqueletais ocorre de duas maneiras: em alguns casos,
o zoário ocupa apenas uma porção do segmento da coluna, sugerindo que este
elemento esqueletal permaneceu na interface entre a água e os sedimentos por um
período suficiente à formação da colônia incrustante (Fig. 51.1 A). Em oposição,
outros elementos da coluna são praticamente recobertos pelo zoário, à exceção dos
discos finais, nas extremidades (Fig. 51.1 B). Neste caso, o fraturamento desse
elemento da coluna ocorreu após o desenvolvimento da colônia incrustante, indicando
que o processo de incrustação tenha ocorrido durante a vida do crinóide,
correspondendo à interação entre os organismos.
A análise da distribuição vertical dos organismos em diferentes níveis
abaixo e acima do substrato consiste na reconstrução da estrutura trófica, das
estratégias de alimentação e distribuição dos organismos, de suas relações ecológicas
e dos parâmetros ambientais (Ausich (1980); Ausich & Bottjer (1982); Taylor & Brett
(1996); Watkins (1991)). Durante o Paleozóico, os braquiópodes ocuparam níveis
239
próximos ao substrato, enquanto briozoários e equinodermas ocuparam posições
acima do substrato (Bottjer and Ausich, 1986; Taylor and Brett, 1996). Desta forma,
muitos organismos utilizaram os esqueletos de braquiópodes como substrato para sua
fixação, mantendo sua posição acima do substrato (Bottjer & Ausich, 1986; Taylor &
Brett, 1996; Watkins, 1991).
No material estudado, a associação de briozoários anexados aos
segmentos da coluna de crinóides é interpretada como uma relação comensal ou
parasítica, onde é óbvia a preferência dos briozoários por posições elevadas com
relação ao substrato. Os briozoários anexados aos braquiópodes provavelmente
desenvolveram uma estratégia semelhante, fazendo uso das valvas, enquanto
substrato duro para sua fixação, e da posição elevada dos braquiópodes. Em ambos os
casos, além da posição elevada dos hospedeiros em relação ao substrato, os
briozoários se favoreceriam fazendo uso das correntes de água por eles geradas.
Assim, a assembléia de braquiópodes apresenta assinatura tafonômica
mista, onde alguns elementos ocorrem como carapaças articuladas, indicando um
rápido soterramento, enquanto outros, como valvas desarticuladas, indicando período
de exposição dentro da zona tafonomicamente ativa, sob a ação dos processos
destrutivos do retrabalhamento e exposição superficial. Tal assinatura tafonômica
demonstra a atuação de diferentes histórias deposicionais anteriores ao soterramento
final dos elementos esqueletais de braquiópodes preservados em um horizonte
aparentemente síncrono. Neste caso, a ocorrência de exemplares articulados
associados a valvas desarticuladas evidencia a sobreposição de diferentes gerações
de organismos, os elementos bioclásticos derivados de gerações anteriores,
representados pelos restos orgânicos incorporados à tanatocenose e os elementos
componentes da biocenose no momento do sepultamento final.
Dentre as espécies de braquiópodes observados, Cleiothyridina
casteri e Composita reedi ocorrem como exemplares articulados e bem preservados.
A ausência de elementos desarticulados, como observado nos outros táxons
presentes, é indicativo de que estes organismos não compunham a biocenose
caracterizada pelos demais táxons observados, uma vez que estes últimos melhor
descrevem o somatório dos processos de sedimentação de dia-a-dia sobre os restos
orgânicos. Em contrapartida, deve-se considerar que este padrão de ocorrência de
240
valvas articuladas pode ser em conseqüência de características morfológicas
pertinentes aos tecidos ligamentares e estrutura de articulação destes táxons.
A análise tafonômica dos invertebrados obtidos no horizonte da
Pedreira I - P1.1570 C29 – Fácies packstone bioclástico a braquiópodes – estabelece
que elementos esqueletais de organismos que habitaram contextos ambientais
vizinhos encontram-se preservados no mesmo horizonte estratigráfico, onde os
briozoários, os corais rugosos e os braquiópodes correspondem aos elementos
componentes da biocenose no momento do sepultamento; os crinóides, ocorrendo
como segmentos da coluna e discos isolados, correspondem a elementos
parautóctones, derivados de contextos ambientais próximos. Um evento de
tempestade caracteriza o soterramento desses elementos dentro do mesmo nível
estratigráfico, culminando na formação da referida assembléia temporal e
espacialmente misturada (whitin-habitat time-averaged) (Kidwell & Bosence, 1991).
O horizonte da Pedreira II - P2.415 C25 – Fácies packstone bioclástico
a pelóides ocorre na altura de 47 metros (Fig. 50) e correlaciona-se à porção mediana
do ciclo C-5 (Fig. 46) em lâmina petrográfica caracteriza-se pela ocorrência de
elementos esqueletais provenientes de braquiópodes fibrosos, punctuados e
prismáticos, ostracodes; elementos esqueletais de briozoários, equinodermas e
trilobitas e fragmentos de briozoários. Nesta fácies, destaca-se a abundância de
foraminíferos fusulinídeos e a ocorrência de pelóides, caracterizando deposição em
contextos ambientais de baixa energia.
Em campo, as feições sedimentares que caracterizam o horizonte
correspondem a laminações e marcas de ondas. (Fig. 50 C). Deste horizonte foram
obtidos elementos esqueletais provenientes de briozoários criptostomados, corais
rugosos e braquiópodes classificados como Cleiothyridina casteri, Duartea batesiana
e Neospirifer sp. (Tabela 3).
Os corais rugosos analisados neste horizonte são formas isoladas e
curvadas e não apresentam sinais de desgaste e corrosão (Fig. 51.3). No horizonte
analisado, foram preservados em posição de vida, sugerindo seu rápido soterramento.
Os briozoários criptostomados estudados foram atribuídos ao gênero
Synocladia sp. e compreendem colônias ramosas delicadas. Estes elementos ocorrem
sob a forma de fragmentos da colônia tombados no sedimento, refletindo um rápido
soterramento e ausência de retrabalhamento e exposição posteriores (Fig. 51.2 B).
241
Dentre os braquiópodes estudados, exemplares de Cleiothyridina
casteri e Duartea batesiana são representados por carapaças articulados sem
evidências de transporte e corrasion superficial, associados a valvas ventrais
desarticuladas (Figs. 51.4 A, C). Os elementos provenientes do gênero Neospirifer
sp., ocorrem apenas como valvas ventrais (Fig. 51.4 D).
Neste horizonte, novamente, a ocorrência de organismos articulados
caracteriza seu sepultamento em vida ou pouco tempo após sua morte, enquanto a
ocorrência de valvas avulsas caracteriza exposição superficial dos elementos
esqueletais anterior a seu soterramento final, promovendo sua desarticulação e
seleção das valvas dorsais, seletivamente retiradas do contexto ambiental pela ação
de ondas e correntes. As distintas assinaturas tafonômicas observadas na assembléia
de braquiópodes demonstram a atuação de diferentes histórias deposicionais
anteriores ao soterramento final dos elementos esqueletais destes organismos. Assim
sendo, as valvas avulsas presentes no contexto ambiental, componentes da
tanatocenose, encontram-se sepultadas associadas a espécimens que compunham a
biocenose no momento do evento sedimentar responsável por seu soterramento final.
A análise tafonômica dos invertebrados obtidos no horizonte da
Pedreira II - P2.415 C25 – Fácies packstone bioclástico a pelóides aponta que
elementos esqueletais componentes da tanatocenose encontram-se sepultados em
associação com espécimens que compunham a biocenose no momento do evento
sedimentar responsável por seu soterramento final. Neste horizonte, não se observou
mistura espacial, uma vez que os elementos que o compõe apresentam assinaturas
tafonômicas que os caracterizam como integrantes das comunidades bentônicas em
associação com elementos provenientes de gerações anteriores no momento de seu
sepultamento.
O horizonte da Pedreira II - P2.1120 C46 – Fácies packstone
bioclástico a pelóides ocorre na altura de 54 metros (Fig. 50) e correlaciona-se com a
superfície transgressiva do ciclo C-6 (Fig. 46). Em lâmina petrográfica caracteriza-se
pelo conteúdo faunístico, que inclui fragmentos de briozoários, típicos de águas
calmas e fragmentos de trilobitas associados à matriz lamosa empelotada. Os
bioclastos apresentam-se orientados, em posição alinhada à matriz sedimentar,
caracterizando que a energia ambiental foi suficiente apenas para realinhar os
elementos bioclásticos, sem removê-los efetivamente, caracterizando condições
242
ambientais de águas calmas, provavelmente abaixo do nível de ação das ondas
normais.
Em campo, as feições sedimentares que caracterizam o horizonte
correspondem a marcas de ondas e intensa bioturbação (Thalassinoides sp.). Deste
horizonte foram obtidos elementos esqueletais provenientes de briozoários
criptostomados e treptostomados, corais rugosos, equinodermas e braquiópodes
classificados como Neospirifer sp. (Tabela 3).
Os briozoários treptostomados estudados foram atribuídos ao gênero
Stenopora, e compreendem formas ramosas, preservadas como fragmentos da colônia
sem evidências de transporte e abrasão (Fig. 51.2 A). Refletem, desta forma, um curto
período de exposição superficial anterior a seu soterramento final. Feição semelhante
ocorre nos briozoários criptostomados do gênero Synocladia sp., compostos por
delicadas colônias ramosas com aparência de rede de filó. Estes elementos ocorrem
no horizonte analisado sob a forma de fragmentos da colônia tombados no sedimento,
refletindo um rápido soterramento e ausência de retrabalhamento e exposição
posteriores (Fig. 51.2 B).
Os corais rugosos analisados neste horizonte não apresentam sinais de
desgaste e corrosão (Fig. 51.3). No horizonte analisado, foram preservados em
posição de vida, sugerindo um rápido soterramento. Os crinóides estudados foram
preservados sob a forma de segmentos da coluna articulados e placas isoladas (Fig.
51.1 A), sugerindo exposição na interface entre a água e os sedimentos, anterior a seu
soterramento final.
Dentre os braquiópodes estudados, ocorre um exemplar articulado e
bem preservado de Neospirifer sp. associado a uma valva ventral desarticulada (Fig.
51.4 D). Neste horizonte, a escassez de dados referentes à comunidade de
braquiópodes impede que sejam feitas maiores considerações acerca da análise
tafonômica deste grupo.
A análise tafonômica dos invertebrados obtidos no horizonte da
Pedreira II - P2.1120 C46 – – Fácies packstone bioclástico a pelóides estabelece que
elementos esqueletais de organismos que habitaram contextos ambientais vizinhos
encontram-se preservados no mesmo horizonte estratigráfico, onde os braquiópodes,
briozoários e corais rugosos, representam elementos componentes da biocenose e os
243
crinóides, representam elementos parautóctones, derivados de contextos ambientais
próximos. Um evento de tempestade caracteriza o soterramento desses elementos
dentro do mesmo nível estratigráfico, culminando na formação da referida
assembléia temporal e espacialmente misturada (whitin-habitat time-averaged)
(Kidwell & Bosence, 1991).
A associação faunística presente no horizonte P2.1120 C46 é
composta por organismos bentônicos típicos de contextos ambientais mais profundos,
onde a energia ambiental é moderada. Desta forma, a baixa diversidade faunística
observada tanto em lâmina petrográfica quanto no material macroscópico coletado em
campo é reflexo de condições ambientais menos propícias ao desenvolvimento dos
organismos carbonáticos em função da profundidade. Uma vez que este horizonte
correlaciona-se com superfície transgressiva do ciclo C-6 (Fig. 46), as menores taxas
de produção carbonática favorecem o desenvolvimento de pavimentos esqueletais,
promovendo a formação de substratos consistentes, mais adequados à colonização por
briozoários.
O horizonte da Pedreira II – P2.1400 C53 – Fácies packstone
bioclástico ocorre na altura de 57,5 metros (Fig. 50) e correlaciona-se com o ciclo C-
6, ocorrendo acima da superfície de máximo afogamento (Fig. 46). Em lâmina
petrográfica é composto por abundantes elementos esqueletais derivados de
braquiópodes fibrosos, punctuados e prismáticos, ostracodes; elementos esqueletais
de briozoários, equinodermas, trilobitas e briozoários, intensamente fragmentados. A
elevada taxa de fragmentação reflete a ação destrutiva da infauna ativa nesta fácies,
que apresenta-se intensamente bioturbada. Esta fácies ocorre no topo do C-6 e grada
verticalmente para uma fácies mais lamosa, onde a ocorrência de bioturbações reduz
drasticamente, ao passo que a fauna de ostracodes passa a ser dominante entre os
bioclastos preservados. Desta forma, o amplo desenvolvimento da fauna de
ostracodes e a drástica redução na atividade da infauna bioturbadora refletem a
restrição ambiental decorrente do raseamento observado pela sucessão de fácies no
topo do ciclo C-6.
Em campo, corresponde a um horizonte intensamente bioturbado
(Thalassinoides sp.), de onde foram obtidos elementos esqueletais provenientes de
diferentes táxons de organismos bentônicos (Tabela 3). Dentre eles estão colônias de
briozoários treptostomados, corais rugosos, equinodermas, representados por
244
fragmentos da coluna de crinóides, braquiópodes das espécies Cleiothyridina casteri,
Composita reedi, Duartea batesiana, Rhipidomella penniana e braquiópodes dos
gêneros Neospirifer sp. e Punctospirifer sp.
Os briozoários treptostomados estudados foram atribuídos ao gênero
Stenopora, e compreendem formas ramosas, preservadas como fragmentos da colônia
sem evidências de transporte e abrasão (Fig. 51.2 A), refletindo, desta forma, um
rápido soterramento e ausência de exposição superficial. Os corais rugosos estudados
(Fig. 51.3) não apresentam sinais de desgaste e corrosão e foram preservados em
posição de vida, evidenciando seu rápido soterramento. Os crinóides estudados foram
preservados sob a forma de segmentos da coluna articulados (Fig. 51.1 A), indicando
exposição na interface entre a água e os sedimentos, anterior a seu soterramento final.
Os braquiópodes estudados apresentam distintos padrões de
ocorrência. Espécimes classificados como Cleiothyridina casteri, Composita reedi e
Punctospirifer são representados por exemplares articulados e bem preservados, sem
evidências de transporte e corrasion superficial (Figs. 51.4 A, B e F). Esta assinatura
tafonômica caracteriza que os organismos foram soterrados em vida ou pouco tempo
após sua morte. Os elementos provenientes de Rhipidomella penniana são
representados por exemplares articulados e valvas ventrais e dorsais (Fig. 51.4 G),
Neospirifer sp., por exemplares articulados e valvas ventrais (Fig. 51.4 D) e os
elementos provenientes de Duartea batesiana, apenas por valvas ventrais (Fig. 51.4
C). A ocorrência de valvas desarticuladas caracteriza um período de exposição dos
elementos esqueletais anterior a seu soterramento final, promovendo sua
desarticulação e retrabalhamento na interface entre a água e os sedimentos. Neste
caso, a ocorrência de valvas ventrais de Neospirifer e Duartea batesiana são reflexo
dos processos de seleção das valvas dorsais, que por serem menores e mais leves
foram seletivamente retiradas do contexto.
Assim, na assembléia de braquiópodes analisada, os elementos
esqueletais provenientes dos mesmos táxons ocorrem sob a forma de carapaças
articuladas, associadas a valvas desarticuladas e selecionadas, demonstrando a
atuação de diferentes histórias deposicionais sobre os elementos esqueletais
observados, onde as carapaças articuladas indicam soterramento episódico e as
valvas desarticuladas e selecionadas indicam sobreposição dos efeitos da
sedimentação do dia-a-dia. Desta forma, sua ocorrência no mesmo horizonte
245
estratigráfico indica que tanto as valvas avulsas, componentes da tanatocenose,
quanto os espécimens que compunham a biocenose foram sepultadas misturadas em
função de um evento de sedimentação episódico.
Neste horizonte, da mesma forma que no horizonte da Pedreira I -
P1.1570 C29, dentre as espécies de braquiópodes observados, as epécies
Cleiothyridina casteri e Composita reedi ocorrem apenas sob a forma de exemplares
articulados e bem preservados.
No horizonte da Pedreira II – P2.415 C25, elementos articulados de
Cleiothyridina casteri e Composita reedi em associação com briozoários e corais
rugosos caracterizam uma assembléia faunística onde não se observa mistura
espacial. Desta forma, nos horizontes P1.1570 C29 e P2.1400 C53 a ausência de
elementos desarticulados de Cleiothyridina casteri e Composita reedi não reflete as
características morfológicas pertinentes aos tecidos ligamentares e estrutura de
articulação destes táxons e sim, indica que estes organismos não compunham a
biocenose caracterizada pelos demais táxons observados, sendo considerados
elementos exóticos, transportados de regiões vizinhas.
A análise tafonômica dos invertebrados obtidos no horizonte da
Pedreira II – P2.1400 C53 – Fácies packstone bioclástico indica que elementos
esqueletais de organismos que habitaram contextos ambientais vizinhos encontram-
se preservados no mesmo horizonte estratigráfico, onde os braquiópodes
Cleiothyridina casteri e Composita reedi e os crinóides, representam elementos
parautóctones, derivados de contextos ambientais próximos e os demais
braquiópodes, briozoários e corais rugosos, representam elementos componentes da
biocenose. Um evento de tempestade caracteriza o soterramento desses elementos
dentro do mesmo nível estratigráfico, culminando na formação da referida
assembléia temporal e espacialmente misturada (whitin-habitat time-averaged)
(Kidwell & Bosence, 1991).
5.5.3.6. Tafofácies VI
A Tafofácies VI demonstra a influência da redução na energia
ambiental, associada ao aumento na profundidade, na redução da intensidade com
que os processos tafonômicos atuam na geração da assinatura tafonômica das
assembléias fossilíferas (Fig. 49). Os horizontes que caracterizam esta tafofácies
246
correspondem à fácies wackestone bioclástico que ocorrem na base da pedreira I e na
base e topo da pedreira II e ao horizonte de wackestone bioclástico a briozoários que
ocorre no topo da pedreira III (Fig.40).
Nesta fácies ocorrem elementos esqueletais derivados do esqueleto de
briozoários, em associação com elementos provenientes do esqueleto de trilobitas,
valvas de braquiópodes e raros ostracodes, levemente orientados ao plano de
acamadamento. Os elementos esqueletais de briozoários apresentam diferentes graus
de fragmentação, os ostracodes ocorrem articulados e com as carapaças preenchidas
por lama carbonática e as valvas de braquiópodes ocorrem preferencialmente com as
convexidades voltadas para baixo (Foto 21). A assinatura tafonômica observada,
principalmente a ocorrência de valvas de braquiópodes em posição de estabilidade e
carapaças de ostracodes preenchidas, correlaciona a fácies a períodos de exposição
em condições ambientais de baixa energia, associadas ao contexto de inframaré,
abaixo do nível de ação das ondas normais.
Esta fácies ocorre nas porções medianas dos ciclos de raseamento C-
3, C-4, C-5 e C-6 (Fig. 46) sempre correlacionada às superfícies de máxima
inundação. No ciclo C-5 ocorre abaixo de um folhelho, interpretado como o máximo
afogamento do ciclo e no ciclo C-6, onde a concentração de briozoários é maior, em
comparação com os outros horizontes, ocorre acima de um horizonte de packstone
bioclástico a equinodermas. Neste caso, observando a sucessão vertical de fácies e
considerando que as taxas de sedimentação eram baixas, em função do máximo
afogamento e submergência da fábrica carbonática abaixo da zona fótica, a
concentração de elementos esqueletais provenientes dos equinodermas favoreceu o
estabelecimento de condições firmes do substrato, mais adequadas à fixação e
desenvolvimento dos briozoários.
247
5.5.4. Considerações finais
A partir da análise tafonômica nos distintos horizontes estudados,
foram definidas seis tafofácies tipo, diagnósticas dos contextos de supramaré a
intermaré inferior/inframaré para plataforma carbonática intracratônica estudada,
reunindo informações acerca da composição faunística, faciologia e do grau de
preservação dos elementos bioclásticos.
Nos distintos horizontes dos quais os macroinvertebrados coletados
foram analisados tafonomicamente, independente da composição faunística das
assembléias fossilíferas e variáveis relacionadas as assinaturas tafonômicas
observadas, é evidente a sobreposição da sedimentação episódica sobre os depósitos
gerados pelos processos sedimentares de dia-a-dia, favorecendo a formação de
assembléias temporal e espacialmente misturadas. Desta forma, dentre os táxons
analisados, os braquiópodes Cleiothyridina casteri e Composita reedi e os crinóides
caracterizam-se como elementos exóticos, provenientes de contextos ambientais
vizinhos.
Nestes horizontes, as situações favoráveis ao desenvolvimento de
concentrações fossilíferas ocorrem preditivamente nos ciclos observados,
contribuindo no reconhecimento de seções condensadas associadas a máximo
afogamento e superfícies erosivas associadas a superfícies transgressivas, que serão
novamente discutidos no item 5.7, que versa sobre a aplicação estratigráfica das
tafofácies descritas.
As tafofácies tipo descritas reúnem informações que possibilitam o
refinamento da caracterização dos ambientes deposicionais envolvidos na sua
gênese. Nestes ambientes, os parâmetros ambientais, a composição das associações
faunísticas e a distribuição e amplitude dos processos tafonômicos atuantes podem
ser expressos sob a forma de bloco-diagramas, que correspondem a aplicação
paleoecológica das tafofácies definidas, que será discutida no item seguinte.
248
5.6. Tafonomia dos invertebrados – As fácies tafonômicas e sua aplicação
paleoecológica
A distribuição lateral das seis tafofácies descritas para a seção
estudada (Fig. 49) fornece um conjunto de informações que possibilitam delinear a
distribuição e o potencial destrutivo das propriedades tafonômicas ao longo do perfil
deposicional idealizado (Fig. 26). Da mesma forma, uma vez que as tafofácies foram
definidas com base nas feições tafonômicas de desarticulação, reorientação, seleção,
fragmentação e corrasion, possibilitaram o refinamento das informações a respeito
das taxas de sedimentação e energia ambientais, bem como sobre a distribuição dos
organismos no contexto deposicional idealizado.
5.6.1.Distribuição dos parâmetros ambientais
Conforme discutido no capítulo 4, o perfil deposicional idealizado
como cenário de deposição das rochas sedimentares estudadas caracteriza uma rampa
carbonática, onde se individualizam distintos subambientes, em função de
parâmetros ambientais particulares (Figs. 26, 45). Estes parâmetros variam de acordo
com a profundidade da lâmina d’água que, por sua vez, e se tratando de uma rampa
carbonática, é maior ao longo da linha de costa passando a uma rampa externa de
águas profundas mais calmas, periodicamente afetada por tempestades (Fig. 52)
(Tucker, 1992). A variação lateral na profundidade da lâmina d’água se reflete nas
diferentes tafofácies definidas, através de seu conteúdo de litofácies e biofácies.
Previamente discutidos no capítulo 4, esses elementos serão novamente observados
no item 5.6.2., que versa sobre a distribuição das associações faunísticas através do
perfil deposicional idealizado.
Ao longo da linha de costa, na rampa interna, ocorre uma associação
de barreiras e elevados formados pelo acúmulo de bioclastos e oolitos que separam o
lagoon de intermaré, de baixa energia, do contexto de intermaré de mais alta energia
(Fig. 52) (Tucker, 1992). Tais elevados são áreas batimetricamente mais rasas e,
conseqüentemente, de maior energia ambiental, requisitos fundamentais para que
ocorra a formação de oolitos, estabelecendo uma profundidade máxima de 5 metros
(Terra, 2001). A partir deste ponto, a energia ambiental, que inclui ondas e correntes
e, conseqüentemente, a circulação de fluídos, matéria orgânica e oxigênio, tende a
249
decrescer com o aumento da profundidade até o nível de ação das ondas normais
(Fig. 52). No Golfo Pérsico, por exemplo, o nível de base das ondas normais fica
entre 10 a 15 metros de profundidade (Walker & Plint, 1992). Esta redução na
energia ambiental se observa nas associações de fácies diagnósticas deste contexto,
conforme observado no capítulo 4, da mesma forma que pela composição faunística
e assinaturas tafonômicas que caracterizam as distintas tafofácies distribuídas ao
longo do perfil deposicional idealizado. Aspectos pertinentes à composição
faunística serão discutidos no item 5.6.2.
O nível de oxigenação decresce através das zonas paralelas à costa
(óxica, disóxica e anóxica) (Fig. 52) de forma semelhante ao que se observa na
maioria dos mares de bacias epéiricas do Paleozóico (Rhoads & Morse, 1971), o que
se reflete na composição faunística das tafofácies observadas, uma vez que com o
aumento da profundidade, as concentrações de elementos orgânicos são reduzidas.
Na planície de maré, em função das maiores taxas de evaporação, a salinidade é
maior, nas Bahamas, por exemplo, chega a 65‰, enquanto no lagoon de intermaré,
varia entre 34‰ e 46‰, decrescendo para 34‰ a 36‰ na intermaré
inferior/inframaré (Flügel, 2005). As variações nas taxas de salinidade são
prontamente observadas nas associações de fácies diagnósticas dos contextos
ambientais restritos, conforme observado no capítulo 4, da mesma forma que, pela
composição faunística das tafofácies formadas nestes contextos, as quais serão
caracterizadas no item 5.6.2.
A taxa de sedimentação será função da profundidade da lâmina
d’água, já que a fábrica carbonática é altamente produtora na coluna d’água entre 10
e 20 metros (Fig. 52) (Schlager, 1992). Da mesma forma, as áreas de mais alta
energia, onde o regime de ondas e correntes, as maiores taxas de oxigenação e a
presença de nutrientes favorecem o crescimento dos organismos bioconstrutores e a
ocorrência de bancos oolíticos, serão os locais com maiores taxas de produtividade
(Fig. 52) (Wright & Burchette, 1996; Hunt & Tucker, 1993; Handford & Loucks,
1993). Abaixo dessa profundidade, a capacidade de fixação do carbonato pelos
organismos reduz a mesma medida que a intensidade da luz até a base da zona
crítica, denominada zona eufótica, onde a produção de oxigênio, pela fotossíntese e o
consumo de oxigênio, pela respiração, estão em equilíbrio. Atualmente, a base da
zona eufótica a baixas latitudes se encontra entre 50 e 120 metros (Schlager, 1992).
Nesses contextos, abaixo da zona eufótica, as taxas de sedimentação são reduzidas. A
250
redução na capacidade de fixação do carbonato se observa na tafofácies V, onde a
redução na taxa de sedimentação culmina na formação de concentrações de
elementos orgânicos, especialmente associadas a fases transgressivas e de nível
relativo de mar alto.
Tratando-se de sedimentos carbonáticos, não se observa a relação
linear entre a energia responsável pelo transporte dos grãos e sua granulometria,
comum aos sedimentos siliciclásticos. De fato, os locais de maior produção são
aqueles de maior energia, porém, a origem da deposição é predominantemente
autóctone, o que implica que grande parte dos sedimentos carbonáticos sofre apenas
deslocamento local dentro da bacia de deposição. Desta forma, a granulometria nas
rochas carbonáticas não reflete necessariamente a energia ambiental, sendo
indispensável o uso de diferentes parâmetros na sua definição. A exemplo disso, nas
rochas carbonáticas é comum a deposição de matriz, cuja fração fica entre silte e
argila, paralelamente a deposição de grãos de fração mais grossa, como fragmentos
bioclásticos diversos (Terra, 2001). As fácies que melhor permitem o
estabelecimento de uma relação entre a concentração de lama e a energia ambiental
são os grainstones diagnósticos de alta energia e os mudstones e wackestones, que
caracterizam contextos distais e proximais restritos, de baixa energia (Tucker &
Wright, 1990). No Golfo Pérsico, por exemplo, os sedimentos predominantemente
lamosos ocorrem nas profundidades entre 18 e 37 metros, bem como em áreas
protegidas, em profundidades inferiores a 5 metros (Wagner & van der Togt, 1973).
Por fim, nos ambientes carbonáticos marinhos, onde os depósitos carbonáticos são
formados em sua maioria, a água do mar é supersaturada em relação ao carbonato de
cálcio. Conseqüentemente, é comum a ocorrência de cimentação logo após a
deposição dos sedimentos, durante a eodiagênese, o que favorece a formação de
substratos duros e reduz a probabilidade de retrabalhamento dos depósitos (Tucker,
1992). Nos horizontes estudados, as fácies que permitem o estabelecimento de
relações entre a concentração de lama e a energia ambiental são os grainstones
diagnósticos de alta energia e componentes da tafofácies IV, os mudstones da
tafofácies II, diagnósticos de contextos proximais restritos de baixa energia e os
wackestones, das tafofácies II e VI diagnósticos de contextos de baixa energia
proximais restritos e distais, respectivamente.
251
Figura 52. Modelo paleoecológico regional com a lateral dos parâmetros ambientais
responsáveis pela geração das feições tafonômicas nos invertebrados marinhos da
seção pensilvaniana aflorante na borda sul da Bacia do Amazonas. Discussão no
texto.
5.6.2. Distribuição das associações faunísticas e das feições tafonômicas observadas
Definida a distribuição lateral dos parâmetros ambientais através dos
diferentes contextos ambientais ao longo do perfil deposicional idealizado, outros
aspectos paleoecológicos considerados são a distribuição dos organismos e dos
processos atuantes na gênese das assinaturas tafonômicas observadas nas associações
de elementos orgânicos estudadas. Desta forma, a caracterização das associações
faunísticas e dos diferentes processos tafonômicos nos distintos contextos
ambientais, foi embasada através da análise e interpretação das fácies sedimentares e
tafonômicas
Além das particularidades pertinentes aos diferentes tipos esqueletais
analisados, as variáveis nas taxas de oxigenação, salinidade, taxas de sedimentação e
energia ambientais, que exercem importante papel na distribuição dos organismos,
também foram consideradas.
252
A zona de supramaré, apresenta condições ambientais desfavoráveis
ao desenvolvimento de comunidades faunísticas e caracteriza-se pela ocorrência de
laminitos microbiais em associação com elementos evaporíticos e sedimentos
siliciclásticos. Os organismos que habitam esse contexto ambiental restringem-se a
formas essencialmente eurialinas, como moluscos gastrópodes, bivalves e ostracodes
(Fig. 53). Nestes contextos ambientais, representados pela tafofácies I, os
acumulados de restos orgânicos são compostos por elementos esqueletais
parautóctones derivados da fauna local, apresentando distintos padrões de
preservação e elementos esqueletais intensamente desarticulados e fragmentados,
transportados da região restrita vizinha por correntes de maré e ondas de tempestade
(Fig. 54).
A lagoa de intermaré, por tratar-se de um contexto restrito, de baixa
energia, sujeito a maiores oscilações nas taxas de circulação e, conseqüentemente,
salinidade e oxigenação, bem como pela natureza lamosa do substrato, é
caracterizado pela ocorrência de organismos melhor adaptados a essas condições,
como foraminíferos fusulinídeos, moluscos gastrópodes, bivalves e ostracodes, em
associação com braquiópodes da ordem dos productídeos, que são dotados de
espinhos curvados, interpretados como estruturas que promovem sua estabilidade no
substrato lamoso (Fig. 53). Neste contexto ambiental, representado pela tafofácies II,
a combinação de baixa energia ambiental e taxas de sedimentação constantes
favorece (Fig. 52) a diluição dos depósitos e a cobertura sedimentar conserva os
elementos esqueletais soterrados, reduzindo a incidência de desarticulação e
fragmentação (Fig. 54). Entretanto, ao mesmo tempo em que as concentrações
esqueletais são diluídas, a fauna bioturbadora pode tornar-se localmente abundante,
favorecendo os processos de desarticulação e fragmentação nesses contextos.
Segundo Speyer & Brett (1988), bioturbação é um potente agente
tafonômico destrutivo, onde a distribuição da infauna ativa é controlada,
principalmente, pelas taxas de oxigenação, granulometria dos sedimentos e a
espessura das concentrações de restos esqueletais. No contexto ambiental da lagoa de
intermaré a ausência de organismos bioturbadores e, conseqüentemente, dos efeitos
destrutivos por eles gerados nas assembléias soterradas reflete o controle exercido
pela diluição das assembléias esqueletais, associada à variáveis níveis de oxigenação
e salinidade (Fig. 52).
253
Figura 53. Modelo paleoecológico regional com a distribuição das associações
faunísticas através dos diferentes contextos ambientais existentes no perfil
deposicional idealizado para a seção pensilvaniana aflorante na borda sul da Bacia do
Amazonas. Discussão no texto. (Legenda conforme a figura 19).
Na lagoa de intermaré, a combinação de baixa energia ambiental e
sedimentação constante (Fig. 52) inibe os efeitos da exposição superficial e da ação
de ondas e correntes sobre os elementos esqueletais, desfavorecendo os processos de
reorientação e seleção, da mesma forma que a cobertura e diluição sedimentares
limita os efeitos da corrasion (Fig. 54), como se observa nos elementos bioclásticos
componentes ta tafofácies II.
Ainda no contexto de intermaré, as barras bioclásticas e oolíticas
caracterizam-se como zonas elevadas topograficamente e, conseqüentemente de
maior energia. Seus depósitos compõem a tafofácies IV, e correspondem a
grainstones bioclásticos e oolíticos estratificados, caracterizando o efetivo
retrabalhamento pela ação de ondas e correntes sobre os depósitos esqueletais
formados a profundidades não superiores a 5 metros. Nesse contexto as associações
faunísticas não se desenvolvem, sendo os depósitos esqueletais compostos por
elementos provenientes das áreas adjacentes, nos baixos topográficos.
254
Dentre os subambientes distribuídos no perfil deposicional idealizado,
os efeitos da exposição superficial e da ação de ondas e correntes sobre os elementos
esqueletais são mais severos neste contexto deposicional, onde a taxa diluição dos
depósitos é reduzida e a energia ambiental elevada (Fig. 52). Desta forma, os
elementos esqueletais sofrem contínuo retrabalhamento pela ação das ondas e
correntes de fundo e os processos de desarticulação e fragmentação são maiores (Fig.
54). Aqui, os processos de seleção e reorientação dos elementos esqueletais não são
evidentes, por conseqüência de sua intensa fragmentação e da homogeneização dos
depósitos (Fig.56).
Adicionalmente, em função do acúmulo de restos esqueletais, o
freqüente retrabalhamento sobre os depósitos promove um maior número de colisões
entre os clastos, contribuindo com sua corrasion (Fig. 54).
Nos baixos topográficos, ainda dentro da intermaré em estreita relação
com as barras bioclásticas, e dentro da zona de atuação das ondas normais, as
comunidades faunísticas são compostas por organismos bentônicos adaptados a
condições ambientais de maior energia. Dentre eles ocorrem, briozoários massivos
incrustantes, que possuem zoários flexíveis, adaptados a tolerar certa turbulência no
ambiente, foraminíferos fusulinídeos, diagnósticos de contextos de baixa energia, na
retaguarda dos bancos bioclásticos e oolíticos, ostracodes, crustáceos e moluscos
gastrópodes e bivalves, geralmente generalistas em relação as variáveis ambientais
(Fig. 53). Ocorrem associados às tafofácies II e IV e apresentam assinaturas
tafonômicas diagnósticas da influência da elevada energia ambiental e do
retrabalhamento diário sobre os depósitos esqueletais (Fig. 54).
255
Figura 54. Modelo paleoecológico regional com a distribuição e amplitude dos
principais processos tafonômicos considerados na geração das fácies tafonômicas
observadas através dos diferentes contextos ambientais existentes no perfil
deposicional idealizado. Neste modelo, os processos destrutivos relacionados ao
fenômeno da bioturbação são função da granulometria e consistência dos depósitos
sedimentares e a distribuição dos elementos orgânicos in situ, dependente da
cobertura sedimentar e da intensidade da bioturbação, sendo favorecida por baixas
taxas de retrabalhamento do substrato.
Outros elementos comuns a esses contextos protegidos são os
crinóides, organismos bentônicos sésseis de hábito alimentar suspensívoro e
essencialmente habitantes de águas rasas, com movimentação por correntes, através
das quais obtinham o alimento (Donovan, 1995). Não são organismos
morfologicamente adaptados a elevada energia ambiental e sua distribuição depende
de condições de baixa energia associada à circulação de nutrientes em águas rasas
(Donovan, 1995). Desta forma, sua distribuição preferencial no modelo regional
proposto é nas áreas adjacentes aos bancos bioclásticos e oolíticos, dentro da
intermaré (Fig. 53). Nesse caso, estariam preservados dos efeitos destrutivos das
ondas normais, em função do abrandamento sofrido nos altos topográficos, em um
contexto ambiental com constante circulação de água e nutrientes e com substrato
256
composto por partículas bioclásticas, mais adequado a sua fixação. São elementos
diagnósticos da tafofácies III e ocorrem associados às tafofácies II e IV, apresentando
assinaturas tafonômicas que refletem a influência da exposição superficial e do
retrabalhamento diário sobre os depósitos esqueletais.
No contexto ambiental de intermaré inferior/inframaré, dentro do
nível de ação das ondas normais, a associação faunística característica da tafofácies V
é composta por diversos organismos bentônicos (Fig. 53), dentre os quais ocorrem
distintos gêneros de braquiópodes em associação com briozoários ramosos, cuja
proporção tende a aumentar com a profundidade, já as espécies incrustantes,
preferem ambientes de águas mais rasas enquanto os briozoários ramosos, mais
delicados, associam-se a contextos raramente afetados pela ação de ondas e correntes
(Clarkson, 1984). Nestes contextos ambientais lamosos, de baixa energia, as larvas
demonstram preferências quanto ao tipo de substrato para seu desenvolvimento,
sendo as colônias normalmente encontradas em ambientes onde as partículas
bioclásticas estão disponíveis para sua fixação e desenvolvimento (Clarkson, 1984).
Com relação as adaptações morfológicas presentes nas carapaças de braquiópodes,
relacionadas a estabilização destes organismos em substratos lamosos, destacam-se a
assimetria das valvas nos braquiópodes articulados, presença de espinhos e
superfícies expandidas, além de orientações preferenciais com relação ao substrato e
fluxos de paleocorrentes (Alexander, 1986).
Dentre os braquiópodes estudados, estão os productídeos semi-
infaunais que desenvolveram valvas ventrais maiores e convexas, bem como
espinhos que provavelmente auxiliaram na sua fixação junto ao substrato,
promovendo certo grau de estabilidade nos sedimentos lamosos. Os espiriferídeos,
por sua vez, desenvolveram linhas de charneira amplas e alongadas, promovendo sua
estabilização junto ao substrato (Rudwick, 1970).
Ainda na intermaré inferior/inframaré observa-se corais rugosos,
organismos sensíveis aos efeitos destrutivos de elevada energia ambiental, ocupando
contextos mais distais. Estes organismos não apresentam estruturas de fixação ao
substrato e sua preferência por substratos moles explica sua morfologia curvada, que
deve ter favorecido sua fixação e estabilização em sedimentos lamosos (Mendes,
1971; Vasconcelos, 1992).
Outros elementos comuns às comunidades bentônicas de intermaré
inferior/inframaré são os foraminíferos fusulinídeos, ostracodes, equinóides,
257
trilobitas e crustáceos, moluscos gastrópodes e bivalves. Adicionalmente, peixes,
escolecodontes e conodontes compreendem outros táxons que estão presentes. Na
inframaré inferior, em função das condições ambientais adversas, como baixa
incidência de luminosidade e menores taxas de oxigenação, a diversidade
taxonômica é reduzida, sendo as associações faunísticas compostas por organismo
generalistas, como foraminíferos fusulinídeos, ostracodes, moluscos bivalves e
gastrópodes e crustáceos (Fig. 53).
A zona entre a intermaré inferior e a inframaré, em função da
moderada energia e do efeito combinado dos processos de retrabalhamento gerados
pela ação de ondas e correntes normais e de tempestade (Fig. 52), é o contexto
ambiental mais adequado à identificação e diferenciação da atuação desses processos
sobre os depósitos de elementos esqueletais. Nesse caso, a análise dos aspectos
pertinentes às diferentes morfologias esqueletais, bem como das diferentes
assinaturas tafonômicas presentes nos elementos componentes da tafofácies V
permitem a distinção dos horizontes gerados sob a influência dos processos de
sedimentação do dia-a-dia daqueles predominantemente influenciados pela ação de
eventos de sedimentação episódicos.
A medida que se avança na inframaré, caracterizada por menores
taxas de sedimentação e energia (Fig. 52), as concentrações de elementos orgânicos
articulados não sofrem efetivo retrabalhamento, como pode ser observado nos
elementos componentes da tafofácies VI, que apresentam baixas taxas de
desarticulação e fragmentação, evidenciando a ausência de transporte efetivo (Fig.
54).
Ainda a respeito dos processos de fragmentação e transporte sobre os
depósitos bioclásticos, certo cuidado deve ser tomado na caracterização da
intensidade com a qual esses atuam sobre os diferentes tipos esqueletais. A exemplo
disso estão as diferenças no grau de fragmentação entre elementos esqueletais
provenientes do mesmo táxon, como é o caso de valvas de braquiópodes, onde as
diferenças no tamanho e densidade determinarão se o transporte destas será por
suspensão ou rolamento junto ao substrato. Neste caso, as últimas sofrerão os efeitos
da fragmentação com intensidade muito superior (Simões & Holz, in Carvalho,
2000). Esse tipo de ocorrência é característica do contexto de intermaré
inferior/inframaré, preferencialmente dentro do nível de ação das ondas normais,
258
onde os processos de transporte são comuns e a energia ambiental é moderada (Fig.
54), como se observa nos elementos bioclásticos componentes da tafofácies V.
Já no contexto de inframaré, em função das menores condições
energéticas do ambiente, os processos de seleção das partículas bioclásticas por
tamanho não são evidentes. Outros importantes indicativos são as colônias fixas
arborescentes, componentes da tafofácies VI e diagnósticas destes ambientes menos
turbulentos, de onde, caso sejam tombadas, dificilmente serão transportadas por
distâncias consideráveis. Segundo Speyer & Brett (1988), a fragmentação deste tipo
de colônia normalmente ocorre in situ, sendo as partículas dissociadas transportadas
com maior eficiência.
Com relação aos processos de corrosão e a abrasão esqueletal, optou-
se por utilizar o termo corrasion, sugerido por Brett & Baird (1986), para definir os
efeitos combinados e complementares desses dois processos. A identificação de
orifícios, ranhuras e fraturas, perfurações e incrustações nos elementos esqueletais
são bons indicadores de exposição na interface entre a água e os sedimentos e feições
comuns aos elementos esqueletais componentes da tafofácies V. Assim, a corrasion é
mais efetiva no contexto de intermaré inferior/inframaré, onde os moderados níveis
de sedimentação favorecem o acúmulo de conchas e restos esqueletais e a energia
ambiental, promove o freqüente retrabalhamento dos depósitos (Fig. 54). Será nestes
contextos ambientais que a bioerosão de conchas, corais e demais esqueletos
formados por organismos coloniais contribuirá com quantidades substanciais de
grãos sedimentares classificados entre lama e areia (Terra, 2001).
Já nos ambientes mais distais, a energia não é suficiente para
retrabalhar intensamente os restos esqueletais, mas estes podem permanecer expostos
na interface entre a água e os sedimentos. Nesse contexto a bioerosão através da ação
de organismos incrustantes e perfuradores é limitada, em função das condições
ambientais adversas, porém, a química sedimentar associada à exposição superficial
serão os fatores de moderação da corrasion superficial.
259
5.6.2.1. Distribuição e preservação dos eventos episódicos
Conforme observado por Brett & Baird (1986), no que diz respeito a
modelagem de tafofácies, é fundamental a consideração da extensão na qual os
processos de sedimentação do dia-a-dia são sobrepostos pelos eventos de maior
energia, menos freqüentes. Neste sentindo, além da consideração dos fenômenos do
dia a dia, comuns aos ambientes sedimentares caracterizados, foram analisados os
distúrbios gerados pela ação de eventos sedimentares sobre as assembléias
fossilíferas estudadas. No contexto deposicional idealizado o substrato era
suficientemente raso a ponto de ser influenciado pela ação de ondas e correntes de
tempestades, cujo nível de base é aqui inferido entre 60 metros de profundidade, em
analogia com os dados apresentados por Flügel (2005) e Butts (2005).
Em termos gerais, os efeitos erosivos das ondas de tempestade serão
sofridos em todos os ambientes situados acima do seu nível de ação (Speyer & Brett,
1988), os quais, no contexto deposicional idealizado, incluem a supramaré e
intermaré. O contexto de inframaré inferior é ocasionalmente afetado pela erosão
gerada por eventos de tempestade, porém é o local de deposição de sedimentos de
granulometria fina, como se observa na tafofácies VI (Fig. 54).
Nos ambientes proximais, na intermaré superior de elevada energia, a
ação do retrabalhamento diário sobre os depósitos episódicos se encarrega de
homogeneizá-los e a assinatura sedimentar dominante é representada por
acumulações de elementos bioclásticos e oolíticos, em grainstones retrabalhados
pelos processos sedimentares de dia-a-dia e associados a tafofácies IV (Fig. 49).
Desta forma, elementos orgânicos bem preservados, soterrados episodicamente, são
raros, mas não ausentes nas regiões proximais, representados por horizontes
compostos pela fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de gipsita, de
deposição no contexto de lagoa restrita e característicos da tafofácies II (Fig. 54).
Nesse contexto, as condições ambientais de baixa energia favorecem a preservação
de depósitos episódicos, enquanto as condições sedimentares inadequadas a atividade
de organismos bioturbadores e as maiores taxas de salinidade, registradas pela
comum ocorrência de moldes evaporíticos associada as fácies, restringem o
desenvolvimento da infauna ativa (Fig. 54).
No contexto deposicional idealizado, a zona onde se observou a
melhor preservação fossilífera está na inframaré, no limite entre os níveis de ação das
260
ondas normais e de tempestade, caracterizada por menores taxas de retrabalhamento
e erosão e representada pela tafofácies V (Figs. 49 e 54).
5.6.2.2. Distribuição da infauna ativa
Dentro do contexto de intermaré inferior/inframaré, ao mesmo tempo
em que as concentrações esqueletais são diluídas, representadas por packstones e
wackestones, a fauna bioturbadora é localmente abundante, como se observa na
tafofácies V (Fig. 49), nos horizontes de packstones relacionados a base dos ciclos C-
3, C-5 e C-6 e ao topo do C-6 (Fig. 46) e no horizonte de wackestone bioclástico da
base do ciclo C-4 (Fig. 46), correspondente a tafofácies II.
O traço fóssil predominante na seção estudada é identificado pelo
icnogênero Thalassinoides sp. (Fig. 50 B). Consiste em um sistema composto por
perfurações horizontais, conectado a superfície por dutos aproximadamente verticais.
Esta bioturbação apresenta estrutura ramificada, composta por dutos em forma de
“Y” ou “T”, conectados por dutos horizontais, oblíquos ou verticais, cujas junções
podem apresentar-se alargadas. É interpretada como traço de habitação e alimentação
e o organismo construtor corresponde a um crustáceo do porte das lagostas de hoje
(Wetzel, 1991).
O icnogênero Zoophycos sp., que ocorre no folhelho da base do ciclo
C-5, interpretado como a superfície de máximo afogamento (Fig. 46), consiste em
perfurações horizontais a oblíquas, que apresentam estrutura de hélice espiralada,
resultado da sobreposição de perfurações em forma de “U” (Fig. 33 B). Este
icnofóssil é interpretado como uma escavação para alimentação, onde o organismo se
deslocaria pelos sedimentos em movimentos em “U”, repetindo o movimento
adjacente ao anterior, se deslocando no sentido horário ou anti-horário (Wetzel,
1991). Tanto Thalassinoides sp. quanto Zoophycos sp. ocorrem em diferentes tipos
de sedimentos, independente da granulometria e são responsáveis pela completa
homogeneização de depósitos episódicos. Independente disso, também ocorrem em
sedimentos característicos de depósitos de dia-a-dia (Seilacher, 1962). Enquanto o
icnogênero Zoophycos sp. caracteriza depósitos distais, podendo ocorrer em
contextos ambientais proximais (Ekdale, 1988; Wetzel, 1991), Thalassinoides sp. é
considerado um icnogênero oportunista, refletindo mudanças ambientais após
eventos de deposição episódica (Seilacher, 1962).
261
Na seção estudada, a associação de Zoophycos sp. à fácies de folhelho
da base do ciclo C-5, interpretado como superfície de máximo afogamento do ciclo
(Fig. 46) corrobora a deposição do horizonte em condições de nível relativo do mar
alto. O icnogênero Thalassinoides sp. demonstra uma estreita relação com os
horizontes que correspondem as superfícies de afogamento dos ciclos C-3, C-4, C-5
e C-6 (Fig. 46). Estes horizontes bioturbados caracterizam, na seção estudada,
superfícies de ravinamento durante fases transgressivas, resultado da erosão
submarina sobre sedimentos consolidados, depositados nas fases de nível relativo de
mar baixo. A ocorrência de escavações produzidas por crustáceos associadas à
superfícies de inundação marinha é assunto de diversos artigos que versam sobre o
tema, dentre os quais estão Savdra (1994), Brett (1998) e Caron et al. (2004).
No horizonte que ocorre no topo do C-6, a associação do icnogênero
Thalassinoides sp. à fácies de packstone bioclástico sobrepõe-se ao horizonte que
caracteriza o máximo afogamento do ciclo, um wackestone bioclástico a
equinodermas da tafofácies VI. Desta forma, associa-se à formação de um substrato
firme em função das menores taxas de sedimentação decorrentes da fase de nível
relativo de mar alto e conseqüente submergência da fábrica carbonática abaixo da
zona fótica. Savdra (1994) e Brett (1998) igualmente descrevem a ocorrência de
Thalassinoides sp. associada a fases de mar alto e seções condensadas decorrentes de
baixas taxas de sedimentação.
Portanto, o icnogênero Thalassinoides sp. caracteriza, no perfil
deposicional idealizado para a seção estudada, contextos ambientais de intermaré
inferior/inframaré (Fig. 55), sendo sua ocorrência e distribuição controlada pelas
condições de substrato firme, associadas as superfícies transgressivas e
secundariamente as superfícies de máximo afogamento dos ciclos sedimentares. O
icnogênero Zoophycos sp. caracteriza, no perfil deposicional idealizado, contextos
ambientais de inframaré inferior (Fig. 55), sendo sua ocorrência e distribuição
associadas a folhelhos de máximo afogamento dos ciclos sedimentares. Finalmente, a
distribuição dos organismos bioturbadores na seção estudada reflete, principalmente,
o controle exercido pela consistência do substrato, sendo os demais parâmetros
ambientais, como os níveis de oxigenação, salinidade e disponibilidade de nutrientes
junto ao substrato, fatores determinantes secundários.
262
Figura 55. Modelo paleoecológico regional esquemático com a distribuição
paleoambiental dos icnogêneros observados através dos diferentes contextos
ambientais existentes no perfil deposicional idealizado para a seção pensilvaniana
aflorante na borda sul da Bacia do Amazonas.
Definidas as fácies tafonômicas e sua aplicação enquanto ferramenta
de análise paleoecológica, seguem discussões acerca de sua aplicação enquanto
ferramenta de análise estratigráfica no contexto deposicional estudado. Para tanto,
são fundamentais os conceitos discutidos no capítulo 4, incluindo as considerações a
respeito das particularidades inerentes aos sistemas carbonáticos, sua dependência
das condições ambientais e os aspectos referentes as respostas das plataformas
carbonáticas às variações relativas do nível do mar.
5.7. Tafonomia dos invertebrados – As fácies tafonômicas e sua aplicação
estratigráfica
As seqüências deposicionais são o registro estratigráfico das
flutuações do nível do mar e das taxas de sedimentação, parâmetros ambientais que
exercem um rigoroso controle na distribuição dos organismos de ambientes marinhos
rasos assim como na acumulação e preservação de seus restos orgânicos. Além disso,
as mudanças na composição e abundância específicas das comunidades marinhas
podem evidenciar alterações na consistência do substrato, nas taxas de sedimentação
263
e turbidez e nas oscilações dos níveis de oxigenação na interface entre a água e os
sedimentos, as quais, em última análise, podem fornecer importantes indícios acerca
das respostas ambientais aos ciclos e seqüências sedimentares (Brett, 1998).
A ligação entre a Estratigrafia de Seqüências e o modo de preservação
dos fósseis é evidente, uma vez que os fósseis, enquanto considerados partículas
sedimentares, fornecem informações acerca de processos atuantes no tempo e local
da formação dos horizontes estratigráficos, principalmente aqueles relacionados com
a dinâmica sedimentar e condições geoquímicas na interface entre a água e os
sedimentos (Brett, 1995, 1998). As tafofácies, definidas com base no padrão
preservacional das assembléias fossilíferas estudadas, reúnem informações acerca do
tempo de exposição e da extensão do retrabalhamento pela ação destrutiva de ondas e
correntes, parâmetros controlados basicamente pelo nível relativo da lâmina d’água,
taxas de sedimentação e condições geoquímicas na interface entre a água e os
sedimentos, os quais são previsíveis nos ciclos sedimentares e, conseqüentemente,
nas seqüências deposicionais (Brett, 1995, 1998).
Nesta tese, o estudo tafonômico dos invertebrados foi aplicado no
entendimento das condições paleoecológicas para os contextos ambientais
idealizados, discutidas no item 5.6, bem como na correlação das fácies tafonômicas
com as superfícies de importância estratigráfica, identificadas nos ciclos de
raseamento, tomando como base os conceitos definidos na Estratigrafia de
Seqüências deposicionais. O fato de o material sedimentar estudado corresponder a
extensos pacotes carbonáticos e siliciclásticos aflorantes trouxe como conseqüência
restrições no estudo detalhado das feições tafonômicas das assembléias fossilíferas.
Apesar disso, a integração entre os dados faciológicos, da composição faunística e
das feições tafonômicas das assembléias analisadas, caracterizando as tafofácies tipo
para a seção estudada, permitiu considerações no que diz respeito aos conceitos
norteadores da Estratigrafia de Seqüências, bem como o posicionamento das
tafofácies definidas nos ciclos deposicionais observados.
Desta forma, no item 5.7.2. serão abordados os aspectos considerados
na correlação estratigráfica das tafofácies descritas para os carbonatos da Formação
Itaituba, que foi nos conceitos acerca da Estratigrafia de Seqüências, apresentados no
item a seguir.
264
5.7.1. A Estratigrafia de Seqüências e sua aplicação em sistemas carbonáticos
O modelo da Estratigrafia de Seqüências, originalmente desenvolvido
a partir de registros sísmicos de depósitos sedimentares da plataforma continental,
obteve ampla aplicação em muitos ambientes sedimentares marinhos e não marinhos
(Sloss, 1963; Vail et al., 1977a, b, 1991; Haq et al., 1988; Wilgus et al., 1988;
Galloway, 1989). A Estratigrafia de Seqüências possibilita a organização de um
arcabouço integrado dentro do qual são analisados aspectos das mudanças locais e
globais do nível do mar, tectônica e subsidência e padrões de sedimentação. É um
modelo hierárquico, que envolve parasseqüências de shallowing-upward (raseantes
para o topo) de pequena escala, conjuntos (sets) de parasseqüências e pacotes de
estratos geneticamente correlacionados e delimitados por superfícies discordantes, as
Seqüências Deposicionais, as quais correspondem à unidade estratigráfica básica
(Van Wagoner et al., 1988). As seqüências são depositadas durante um ciclo
completo de variação do nível do mar e, durante o seu desenvolvimento, os conjuntos
de sistemas deposicionais contemporâneos são depositados em determinados
segmentos da curva eustática. Assim, as seqüências são o registro estratigráfico das
subidas e descidas do nível de mar relativo (oscilações de 0,5 a 5 milhões de anos;
Vail et al., 1991), e seu desenvolvimento local reflete a interação entre a eustasia,
subsidência e taxas de sedimentação.
As seqüências são subdivididas em fases, ou conjuntos de sistemas
deposicionais, os tratos de Sistemas. Estes são reconhecidos a partir de critérios
como a natureza da superfície limitante, seu posicionamento dentro da seqüência,
pelas terminações estratais, padrão de empilhamento das parasseqüências e
associações faciológicas (Posamentier et al., 1988). São definidos os seguintes tratos
de sistemas: Trato de Sistemas de Mar Baixo, Trato de Sistemas Transgressivo, Trato
de Sistemas de Mar Alto e Trato de Sistemas de Margem de Plataforma.
O Trato de Sistemas de Mar Baixo, cujo limite inferior é uma
discordância do tipo 1
6
, desenvolve-se no patamar baixo da curva eustática e é
caracterizado por um padrão de parasseqüências agradacionais e,
6
. Discordância do tipo 1: é uma superfície regional caracterizada por exposição subaérea e concomitante erosão subaérea, associada com
rejuvenescimento de correntes, as quais escavam vales e canais na plataforma. Este tipo de discordância ocorre quando a taxa de queda eustática
excede a taxa de subsidência no limite deposicional da linha de costa, resultando numa queda relativa do mar nessa posição (Van Wagoner et al.,
1987).
265
predominantemente, progradacionais. Seu limite superior é marcado por uma
superfície de inundação marinha, a Superfície Transgressiva.
O início do Trato de Sistemas Transgressivo é marcado pela
Superfície Transgressiva, desenvolve-se no patamar ascendente da curva eustática e
caracteriza-se por uma sucessão de parasseqüências retrogradacionais. Seu limite
superior é marcado pela Superfície de Inundação Máxima.
O Trato de Sistemas de Mar Alto deposita-se no patamar alto da curva
eustática e sobrepõe-se à Superfície de Inundação Máxima. Caracteriza-se por um
padrão de empilhamento de parasseqüências crescentemente progradacional. A
depender da taxa de queda eustática seguinte, o Trato de Sistemas de Mar Alto pode
ser delimitado superiormente por uma discordância do tipo 1, a partir da qual será
depositado um Trato de Sistemas de Mar Baixo ou, no caso de uma queda eustática
lenta, por uma discordância do tipo 2
7
. Esta superfície delimita inferiormente o Trato
de Sistemas de Margem de Plataforma, que compreende o quarto tipo definido. Este
situa-se na porção mais externa da plataforma e caracteriza-se por um padrão de
parasseqüências decrescentemente progradacional, passando a um padrão
predominantemente agradacional. Seu limite superior é uma Superfície
Transgressiva, a base do Trato de Sistemas Transgressivo seguinte (Posamentier &
Vail, 1988).
Na prática, em ambientes rasos, os Tratos de Sistemas de Mar Baixo
são tipicamente restritos ou ausentes, e as seqüências deposicionais consistem em
depósitos transgressivos e de mar alto geneticamente relacionados, delimitados por
discordâncias erosivas de mar baixo. Os Limites de Seqüências são, comumente,
unidos a Superfícies Transgressivas e recobertos por finos depósitos do tipo lag,
retrabalhados durante a transgressão inicial (Holland, 1993; Elder et al., 1994). Os
Tratos de Sistemas Transgressivos são sucessões retrogradacionais tipicamente finas
a estratigraficamente condensadas, que se depositam em onlap sobre os Limites de
Seqüências e são delimitados superiormente pelas Superfícies de Inundação Máxima
(Van Wagoner et al., 1988). Depósitos altamente condensados, acima e abaixo desta
superfície, refletem o mínimo de acumulação de sedimentos durante o intervalo onde
7
. Discordância do tipo 2: é uma superfície regional caracterizada por uma exposição subaérea e deslocamento para baixo do onlap costeiro para
uma posição que não chega a atingir o limite deposicional da linha de costa.Essa discordância é mais sutil que a do tipo 1 e não apresenta
rejuvenescimento de correntes. Ocorre uma lenta e ampla erosão subaérea, provocando uma gradual degradação da fisiografia da plataforma. Este
tipo de discordância ocorre quando a taxa de queda eustática é menor do que a taxa de subsidência no limite deposicional da linha de costa.(Van
Wagoner et al., 1987).
266
a subida do nível do mar é máxima. Em muitas seqüências é conveniente dividir o
Trato de Sistemas de Mar Alto em tratos de sistemas precoce (early, agradacional) e
tardio (late, progradacional).
Estes são os principais conceitos envolvidos no estudo da Estratigrafia
de Seqüências, porêm têm uma aplicação geral e, por este motivo, devem ser
modificados e ajustados de acordo com os fatores locais de cada bacia, entre eles as
taxas de suprimento sedimentar, variações climáticas e tectônicas.
A maior limitação na aplicação direta dos princípios da Estratigrafia
de Seqüências nos sistemas carbonáticos provém do fato de que, nestes, os
sedimentos são produzidos in situ, ao contrário do que ocorre nos sistemas
siliciclásticos. Isto acarreta a produção de feições morfológicas e topográficas
características, gerando plataformas diferenciadas, com borda, em forma de rampa ou
isoladas, fortemente dependentes das condições ambientais para o seu
desenvolvimento. Desta forma, além das discussões de como as variações relativas
do nível do mar atuam na deposição sedimentar, da definição dos limites de
seqüências e da caracterização dos tratos de sistemas, tem havido um amplo debate
sobre a gênese dos ambientes carbonáticos e mistos, levando em consideração as
particularidades da sedimentação carbonática.
Sarg (1988) foi o primeiro a aplicar a metodologia da Estratigrafia de
Seqüências para os pacotes carbonáticos e mistos. Igualmente aos sistemas
deposicionais siliciclásticos, o autor caracteriza os Limites de Seqüência do tipo 1 e
do tipo 2 e os Tratos de Sistemas de Mar Baixo, Transgressivo, Mar Alto e de
Margem de Plataforma, discutindo também o amplo controle exercido pelos fatores
climáticos na deposição carbonática. Entretanto, a grande similaridade deste modelo
com o de siliciclásticos, gerou uma série de questionamentos a respeito de sua
validade. Entre os pontos frágeis apontados para este modelo estão as semelhanças
nos padrões estratais desenvolvidos em cada trato de sistemas e a grande exportação
de sedimentos para as porções distais das plataformas, diretamente relacionada aos
rebaixamentos relativos do nível do mar; aliados ao fato de que este modelo foi
desenvolvido apenas para plataformas carbonáticas com borda.
As discussões que se seguiram à proposta do modelo levaram a uma
extensa avaliação sobre as principais diferenças entre os sedimentos carbonáticos e
siliciclásticos. Estas envolveram questões acerca da produção dos carbonatos,
267
padrões estratais, processos deposicionais predominantes em cada trato de sistemas
e, principalmente, a morfologia das plataformas carbonáticas como determinante na
resposta do sistema carbonático às variações relativas do nível do mar e os tipos de
depósitos formados.
O avanço do conhecimento culminou com a elaboração de novos
modelos aplicados à sistemas carbonáticos, cada um deles relacionado com a
morfologia da plataforma. Destacam-se os modelos de Burchette & Wright (1992),
Handford & Loucks (1993) e Tucker et al. (1993) tratando-se de rampas carbonáticas
e Hunt & Tucker (1993) e Handford & Loucks (1993) para plataformas carbonáticas
com borda. Os modelos de Handford & Loucks (1993) incluem as plataformas
carbonáticas isoladas e, para cada tipo morfológico, acrescentam particularidades
referentes ao tipo de clima (árido ou úmido) e as fácies sedimentares a eles
associados (evaporíticas ou siliciclásticas). São diversos os trabalhos nas bacias
sedimentares brasileiras que abordam o modo como o ambiente carbonático responde
às variações relativas do nível do mar e os principais modelos deposicionais
envolvidos (Moraes, 1995; Gil, 1997; Becker, 2001).
A resposta dos carbonatos às variações relativas do nível do mar está
diretamente relacionada à morfologia da plataforma carbonática, que determinará a
localização e o tipo da fábrica carbonática assim como as processos deposicionais
atuantes na deposição sedimentar, que ditarão a distribuição faciológica, e seu inter-
relacionamento com a sedimentação siliciclástica ou evaporítica. A morfologia
inicial poderá estar diretamente relacionada com os processos tectônicos, os quais
ditarão a fisiografia da bacia, entretanto, é comum a evolução de um tipo
morfológico para outro, tanto por efeitos tectônicos, como em função das variações
relativas no nível do mar ou, ainda, por processos inerentes à própria sedimentação
carbonática (modificações na produção e na exportação de sedimentos).
Da mesma forma que para os sistemas siliciclásticos, nos sistemas
carbonáticos os padrões estratais do tipo agradacional, progradacional e
retrogradacional estão diretamente relacionados com as taxas de mudanças no espaço
de acomodação, com a capacidade de produção da fábrica carbonática e com a
fisiografia da plataforma. Durante uma subida relativa do nível do mar os carbonatos
podem responder de distintas maneiras, assumindo tanto as geometrias do tipo
agradacional, progradacional e retrogradacional. Segundo Kendall & Schaler (1981),
268
durante o Trato de Sistemas Transgressivo e nos estágios iniciais do Trato de
Sistemas de Mar Alto, as condições batimétricas menos favoráveis à produção
carbonática e o acentuado incremento na criação do espaço de acomodação propicia
uma geometria agradacional, denominada de Catch up. Com a desaceleração das
taxas de subida relativa do nível do mar e condições mais propícias à produção
carbonática, o padrão dominante é progradacional, denominado Keep up.
Ao contrário dos sedimentos siliciclásticos, que apresentam as
maiores taxas de deposição durante os Tratos de Sistemas de Mar Baixo, para os
ambientes carbonáticos as maiores taxas de produção e acumulação estão
relacionadas aos Tratos de Sistemas Transgressivo e de Mar Alto, quando a
plataforma está inundada e altamente produtora. É neste período que ocorre a maior
exportação de sedimentos para as áreas de talude e bacia.
Durante os rebaixamentos do nível do mar, cada tipo de morfologia
responderá de forma diferenciada, mas em geral ocorre uma redução expressiva na
área produtora. Geralmente, em sistemas carbonáticos puros, os depósitos autóctones
de mar baixo são pouco expressivos e a cimentação da área rasa da plataforma,
exposta pelo rebaixamento do nível do mar, não possibilita uma exportação extensiva
para as áreas de talude e bacia. No entanto, os rebaixamentos do nível do mar de
pequena amplitude podem estabelecer áreas batimetricamente propícias à produção
carbonática, favorecendo a formação dos depósitos carbonáticos de cunha de
regressão forçada (Tucker et al., 1993). Este é um contraste marcante entre os
sistemas carbonáticos e siliciclásticos já que, em áreas de sedimentação mista, os
rebaixamentos do nível do mar são caracterizados pela entrada de sedimentos
siliciclásticos na plataforma carbonática.
Aplicação da Estratigrafia de Seqüências em rampas carbonáticas
A aplicação dos conceitos de Estratigrafia de Seqüências para as
rampas carbonáticas homoclinais é simples, tendo em vista a sua geometria. Devido
ao suave declive do perfil deposicional, as variações relativas do nível do mar
causam apenas um deslocamento das fácies, acompanhando o nível do mar
(Handford & Loucks, 1993; Burchette & Wright, 1992; Tucker et al., 1993) .
Algumas diferenças ocorrem nas rampas distalmente escarpadas, que devido ao
aumento de declive do perfil, faz com que os processos de ressedimentação sejam
mais atuantes, principalmente nos estágios iniciais de queda do nível do mar.
269
Os limites de seqüências são caracterizados pelo deslocamento de
fácies da rampa interna em direção à bacia ou pela presença de sinais de exposição,
identificados pela ocorrência de relevo cárstico, paleossolos ou dolomitização,
dependendo das condições climáticas. Para Tucker et al., (1993), a distinção dos
limites de seqüências do tipo 1 e 2 pode ser bastante difícil, especialmente no caso de
rampas homoclinais. Deste modo, o contraste entre as fácies posicionadas abaixo e
acima do limite pode ser um dos critérios indicativos da magnitude da queda relativa
do nível do mar.
Nos contextos deposicionais carbonáticos as parasseqüências são
sucessões verticais de fácies raseantes para o topo, limitadas por superfícies
associadas com o acréscimo abrupto da profundidade d’água (Van Wagoner et al.,
1988). Não apresentam uma escala de duração ou espessura, porém, relacionam-se à
períodos de duração média entre 10 e 400 mil anos, correspondendo à ciclos de alta
freqüência, de 4ª e 5ª ordens (Fitchen, 1997). Desta forma, sua duração se relaciona à
freqüência dos parâmetros orbitais de Milankovitch, responsáveis pelas mudanças
climáticas e controle glácio-eustático sobre as variações do nível do mar (Einsele et
al, 1991, Fitchen, 1997).
Uma parasseqüência pode ser formada durante uma subida relativa do
nível do mar, uma subida seguida de um queda do nível relativo do mar ou,
simplesmente, em função de mudanças na disponibilidade de sedimentos (Fitchen,
1997).
No registro estratigráfico, as parasseqüências formadas em contextos
ambientais proximais são limitadas no topo por fácies típicas de intermaré ou
supramaré, enquanto as parasseqüências formadas nos contextos distais, são
formadas por fácies exclusivamente de inframaré. As parasseqüências assimétricas
são compostas por associações de litofácies raseantes para o topo, enquanto as
simétricas, por sucessões de afogamento e raseamento para o topo. O caráter
simétrico das parasseqüências é comum à contextos de elevada acomodação,
principalmente bacia adentro, onde a definição das superfícies de máximo
afogamento se torna complicada, comparando com aqueles contextos ambientais
proximais de acomodação reduzida, e sucessões de litofácies assimétricas (Fitchen,
1997).
270
Desta forma, os ciclos raseantes de alta freqüência caracterizados
nesta tese são correlacionáveis as parasseqüências, uma vez que constituem
sucessões assimétricas de raseamento para o topo, limitadas por superfícies
associadas com o acréscimo da profundidade d’água. Tratando-se de uma maior
ordem estratigráfica, que inclui os ciclos de 3ª ordem, não serão feitas considerações,
uma vez que a seção estudada não oferece informações apropriadas para tal.
5.7.2. As tafofácies e sua correlação estratigráfica na seção estudada
No que diz respeito aos parâmetros ambientais, as tafofácies definidas
nesta tese, se aplicam como indicadores da profundidade, consistência do substrato e
taxas de sedimentação, parâmetros que variam através das parasseqüências
deposicionais (Brett, 1998). Assim, as tafofácies observadas auxiliaram na
identificação de superfícies chave e inferências acerca da dinâmica de sedimentação
dentro dos ciclos de rasemaneto/parasseqüências analisadas.
Com relação à profundidade da lâmina d’água, os dados
paleontológicos podem fornecer informações mais refinadas do que as feições
sedimentológicas (Brett, 1995, 1998). Entre estes importantes indicadores estão as
cianobactérias, componentes da tafofácies I e cuja presença no registro fossilífero
indica a deposição das fácies que as contêm em em contextos ambientais restritos, no
Sabkha de supramaré/intermaré. Como esses organismos possuem a tendência de ser
conservativos tratando-se de preferências batimétricas, da mesma forma que
recorrentes no registro geológico da seção, são utilizados no reconhecimento das
variações do nível relativo do mar, caracterizando deposição em contextos de águas
rasas, associadas as fases de nível relativo do mar baixo, desenvolvidos sobre a
plataforma e/ou na planície de maré.
Nos ciclos de raseamento/parasseqüências observados, os horizontes
correspondentes a tafofácies I, normalmente ocorrem associados a tafofácies II,
caracterizando depósitos de nível relativo do mar baixo ou, associados as superfícies
transgressivas, representadas por packstones e wackestones da tafofácies V,
intensamente bioturbados por Thalassinoides sp..
271
As associações faunísticas observadas nos horizontes estudados
correspondem a comunidades bentônicas que ocorrem em diferentes associações e
abundâncias, refletindo a influência das condições ambientais sobre seu
desenvolvimento. As associações faunísticas compostas por organismos eurialinos,
como ostracodes, moluscos gastrópodes e foraminíferos, componentes das tafofácies
I, II, caracterizam ambientes restritos e são indicadores de condições deposicionais
durante fases de mar alto tardio (regressivas) ou de mar baixo. Já as associações
faunísticas principalmente compostas por braquiópodes, briozoários, corais e
equinodermas, que são organismos estenoalinos, sensíveis a variações nos níveis de
salinidade do ambiente, compõem as tafofácies V e VI, indicativas de condições de
mar aberto, associados a subidas do nível relativo do mar ou condições de mar alto.
Outro importante fator ambiental observado nos horizontes estudados
é a consistência do substrato, cuja natureza varia de uma maneira previsível dentro
dos ciclos de raseamento/parasseqüências definidos, particularmente durante
períodos de baixa taxa de sedimentação. Segundo Brett (1998), os processos de
retrabalhamento ocorrentes em águas rasas durante fases de mar alto tardio podem
produzir depósitos intensamente retrabalhados de fragmentos de conchas e outros
elementos esqueletais, formando pavimentos mais firmes junto ao substrato, os quais
podem servir de base para a colonização e posterior estabelecimento de organismos
restritos a habitar substratos duros. Os restos orgânicos destes organismos, por sua
vez, poderão contribuir com a formação de depósitos mais espessos de elementos
esqueletais, promovendo a retroalimentação tafonômica (Kidwell & Jablonski,
1983). Da mesma forma, a redução das taxas de sedimentação em combinação com o
retrabalhamento e a formação de concentrações de restos esqueletais podem resultar
na formação de hardgrounds submarinos próximos a superfícies de inundação
máxima. Nos sedimentos carbonáticos, as menores taxas de sedimentação associam-
se aos depósitos de mar baixo, quando predomina a cimentação de água rasa durante
os estágios iniciais dos tratos de sistemas transgressivos, quando a elevada taxa de
subida do nível do mar promove a formação de lags transgressivos (Brett, 1998).
Nos horizontes estudados, as situações favoráveis ao desenvolvimento
de substratos firmes, relacionados com a formação de concentrações fossilíferas e
desenvolvimento de organismos epibentônicos, ocorrem preditivamente nos
ciclos/parasseqüências observados, contribuindo no reconhecimento de seções
272
condensadas associadas a máximo afogamento e superfícies erosivas associadas a
superfícies transgressivas.
Nos ciclos de raseamento/parasseqüências definidos, as superfícies
transgressivas são representadas por packstones e wackestones da tafofácies V,
intensamente bioturbados por Thalassinoides sp., refletindo a erosão do substrato
associado à transgressão, a formação de concentrações esqueletais e o
estabelecimento de substratos adequados ao desenvolvimento dos organismos
bioturbadores infaunais durante a transgressão inicial. Igualmente, associadas às
superfícies de máximo afogamento dos ciclos/parasseqüências, as concentrações
fossilíferas são comuns, representadas por packstones bioclásticos a equinodermas,
da tafofácies III e packstones bioclásticos a braquiópodes, da tafofácies V, refletindo
a amalgamação dos depósitos em função das menores taxas de sedimentação
carbonática, associada a períodos de submergência da fábrica carbonática abaixo da
zona eufótica.
5.7.2.1. As tafofácies e sua correlação estratigráfica nos ciclos deposicionais da
seção estudada
As tafofácies tipo observadas na seção estudada são correlacionáveis
com superfícies de importância estratigráfica, identificadas nas diferentes fases dos
ciclos de raseamento/parasseqüências C-3, C-4, C-5 e C-6 observados (Fig. 56). Os
demais ciclos não são contemplados nessas discussões, uma vez que estão
incompletos.
No ciclo/parasseqüência C-3 a superfície transgressiva corresponde a
um folhelho associado a carbonatos das tafofácies II e VI. Estas, caracterizam a fase
transgressiva do ciclo e são gradativamente mais profundas até a superfície de
máximo afogamento, representada por um horizonte de wackestone bioclástico da
tafofácies VI. Associado à superfície de máximo afogamento do ciclo ocorre um
packstone bioclástico a equinodermas, da tafofácies III, refletindo a amalgamação
dos depósitos em função das menores taxas de sedimentação carbonática associada a
períodos de submergência da fábrica carbonática abaixo da zona eufótica. Acima da
superfície de máximo afogamento, na fase de mar alto do ciclo, as fácies gradam
verticalmente para fácies com feições relacionadas a contextos intermediários,
representadas por grainstones da tafofácies V e mudstones da tafofácies III,
273
gradativamente mais proximais, evidenciando a queda relativa do nível do mar. Os
depósitos de mar alto tardio, são compostos por horizontes que caracterizam
deposição em contextos ambientais restritos, correspondendo a um mudstone
bioclástico da tafofácies II associado a laminito microbial da tafofácies I até a
superfície de máximo raseamento do ciclo, representada por fácies de dolomita
lamosa de Sabkha restrito.
No ciclo/parasseqüência C-4 a superfície transgressiva corresponde a
um wackestone bioclástico da tafofácies II, bioturbado por Thalassinoides sp. em
associação com fácies de laminitos microbiais da tafofácies I. Conforme discutido
no item 5.6.2.2., esses horizontes evidenciam o ravinamento durante fases
transgressivas iniciais, resultado da erosão submarina sobre sedimentos depositados
nas fases de nível relativo de mar baixo, formando substratos adequados ao
desenvolvimento dos organismos bioturbadores infaunais. As fácies que caracterizam
a fase transgressiva do ciclo são mudstones e wackestones da tafofácies II e o
máximo afogamento do ciclo pelo horizonte de packstone bioclástico, da tafofácies
VI. Este caracteriza a amalgamação dos depósitos em função das menores taxas de
sedimentação carbonática associada a períodos de mar alto. Acima da superfície de
máximo afogamento a fácies de mar alto tardio é um mudstone bioclástico da
tafofácies III, caracterizando deposição em contextos ambientais restritos. A
superfície de máximo raseamento do ciclo é representada por fácies de dolomita
lamosa de Sabkha restrito em associação com laminito microbial da tafofácies II.
274
275
A superfície transgressiva do C-5 é caracterizada por um horizonte de
packstone bioclástico da tafofácies V, intensamente bioturbado por Thalassinoides
sp. em associação com fácies de laminitos microbiais da tafofácies I. Acima desta
superfície ocorre uma associação de carbonatos gradativamente mais profundos,
representados por horizontes de packstone bioclástico da tafofácies VI e wackestone
bioclástico da tafofácies VII . Neste ciclo, o folhelho bioturbado por Zoophycos sp. é
interpretado como superfície de máximo afogamento. A partir desta superfície, a
associação de tafofácies passa a caracterizar contextos de intermaré, evidenciando a
progradação da linha de costa bacia adentro. Os horizontes que registram esta fase de
mar alto são packstones bioclásticos da tafofácies VI e wackestones bioclásticos da
tafofácies II. Na altura aproximada de 47,5 metros ocorre uma sucessão de
horizontes compostos pela fácies mudstone bioclástico com pseudomorfos de
gispsita, da tafofácies III, caracterizando a queda relativa do nível do mar. A fácies
que caracteriza o máximo raseamento e fecha o C-6 corresponde à dolomita lamosa
associada a elementos de origem evaporítica, com deposição característica no Sabkha
restrito de supramaré.
No ciclo/parasseqüência C-6 a superfície transgressiva é caracterizada
por um horizonte de packstone bioclástico peloidal packstone bioclástico da
tafofácies V, intensamente bioturbado por Thalassinoides sp. em associação com
fácies de laminitos microbiais da tafofácies I. A partir dessa superfície ocorrem
wackestones bioclásticos da tafofácies II e packstones bioclásticos da tafofácies VI,
registrando condições de mar aberto, incluindo a fácies de máximo afogamento do
ciclo, que é um wackestone bioclástico a briozoários da tafofácies VI. Associado à
superfície de máximo afogamento do ciclo ocorre um packstone bioclástico a
equinodermas, da tafofácies III e refletindo a amalgamação dos depósitos em função
das menores taxas de sedimentação carbonática associada fase de mar alto. Acima da
superfície de máximo afogamento, a fase de mar alto é compostas por horizontes das
tafofácies VI e II, gradativamente mais proximais, evidenciando a queda relativa do
nível do mar. A superfície de máximo raseamento do ciclo é representada por fácies
siliciclásticas de origem flúvio-deltáica, refletindo a condição climática de maior
umidade.
276
5.7.3. Considerações finais – modelo de associação de tafofácies de alta freqüência
para a seção estudada
Por fim, as associações de tafofácies que compõem os ciclos de
raseamento/parasseqüências na seção estudada, além de correlacionáveis com
superfícies de importância estratigráfica, se mostraram recorrentes, o que possibilitou
que se desenvolvesse um modelo de associação de tafofácies de alta freqüência para
os ciclos observados (Fig. 57).
Associação de tafofácies de ravinamento – correspondem às superfícies
transgressivas e são representadas por packstones e wackestones da tafofácies V,
intensamente bioturbados por Thalassinoides sp. em associação com fácies de
laminitos microbiais da tafofácies I. Caracterizam transgressões abrangentes sobre a
plataforma, erodindo os depósitos de mar baixo precedentes, promovendo a geração
de substratos adequados ao desenvolvimento dos organismos bioturbadores
infaunais.
Associação de tafofácies transgressivas – correspondem às fases transgressivas dos
ciclos de raseamento/parasseqüências e são compostas por horizontes das tafofácies
II, III, IV e V, gradativamente mais profundas até a superfície de máximo afogamento
do ciclo.
Associação de tafofácies de máximo afogamento – corresponde à superfície de
máximo afogamento dos ciclos de raseamento/parasseqüências observados e é
composta por horizontes de wackestones bioclásticos da tafofácies VI associados a
packstones bioclásticos a equinodermas, da tafofácies III ou packstones bioclásticos
a braquiópodes, da tafofácies V. Estes últimos, refletindo a amalgamação dos
depósitos em função das menores taxas de sedimentação carbonática associada a
períodos de submergência da fábrica carbonática abaixo da zona eufótica.
Associação de tafofácies de mar alto – ocorrem acima das superfícies de máximo
afogamento e correlacionam-se a fase de mar alto, sendo compostas por horizontes
das tafofácies II, III, IV e V, gradativamente mais proximais, evidenciando queda
relativa do nível do mar.
277
Associação de tafofácies de mar baixo - se desenvolve sobre a plataforma e/ou na
planície de maré durante a fase de mar alto tardio e caracterizam deposição em
contextos ambientais restritos, correspondendo a tafofácies II, associados a tafofácies
I até a superfície de máximo raseamento dos ciclos/parasseqüências, comumente
representada por fácies de Sabkha restrito, em períodos climáticos favoráveis a
deposição de evaporitos. Nos períodos climáticos úmidos, a superfície de máximo
raseamento associa-se a fácies siliciclásticas de origem flúvio-deltáica.
278
279
São muitos os aspectos relacionados ao conhecimento da tafonomia
dos invertebrados e da sua aplicação estratigráfica que ainda devem ser considerados
na seção pensilvaniana aflorante na borda sul da Bacia do Amazonas, uma vez que
esta ferramenta se mostrou útil na interpretação e entendimento do arcabouço
estratigráfico da seção estudada. A maior limitação observada na aplicação da
ferramenta diz respeito à pela escassez de horizontes que possibilitem a coleta
tafonomicamente orientada de macrofósseis.
Apesar da análise dos processos tafonômicos em escala de lâmina
petrográfica limitar as interpretações e considerações acerca das assinaturas
tafonômicas, não desqualifica o método, uma vez que a aplicação da tafonomia dos
invertebrados enquanto ferramenta de análise paleoecológica e estratigráfica na seção
estudada atendeu aos objetivos propostos nesta tese, contribuindo no entendimento
das condições paleoecológicas para os contextos ambientais idealizados e na
correlação das fácies tafonômicas com as superfícies de importância estratigráfica
identificadas nos ciclos de raseamento, tomando como base os conceitos definidos na
Estratigrafia de Seqüências.
280
CAPÍTULO 6
Estratigrafia Isotópica
Capítulo 6. Estratigrafia Isotópica
6.1. Considerações iniciais
A Estratigrafia Isotópica, em especial a análise dos registros de
isótopos estáveis, vem sendo considerada como uma importante ferramenta de
análise paleoecológica e paleoceanográfica de bacias sedimentares. Sua utilização
como ferramenta independente de variações locais, em geral de natureza climática e
oceânica, permite sua utilização como elemento de correlação regional e global de
seções estratigráficas. As variações bruscas nas razões isotópicas de oxigênio no
registro geológico, por exemplo, podem representar eventos climáticos de magnitude
global, podendo ser correlacionados entre pontos geograficamente distantes e ser
utilizados como excelentes marcos estratigráficos.
Contudo, o sinal isotópico dos elementos químicos, pode ser afetado
por processos diagenéticos, tanto em ambiente marinho como no ambiente
meteórico. Assim, trechos das curvas isotópicas, que são a resultante da plotagem
dos dados isotópicos em diagramas específicos, influenciados por efeito da diagênese
perdem o significado quantitativo, enquanto indicadores paleoclimáticos, mas podem
ser utilizados como indicadores qualitativos dos principais eventos diagenéticos
ocorridos na bacia. Esta relação entre os isótopos estáveis e a diagênese é
especialmente útil na análise de seções carbonáticas e/ou mistas, trazendo indicativos
de exposição subaérea dos carbonatos e de suas possíveis implicações estratigráficas.
A composição isotópica das calcitas marinhas resulta da concentração
dos diferentes isótopos de elementos como oxigênio, carbono, estrôncio, samário,
neodímio, lutécio, áfnio, etc. Considerando-se que a cristalização carbonática ocorre
em equilíbrio com o fluído circundante, as razões d
18
O e d
13
C tanto de carbonatos,
quanto fósseis e cimentos, devem proporcionar uma estimativa da composição
isotópica da água em que se formaram. A composição isotópica do carbono e
oxigênio oscilou ao longo da história geológica (Baertschi, 1957; Weber,1967;
Veizer & Hoefs, 1976; Veizer et al., 1999). As variações no δ
13
C parecem associar-
se, principalmente, às mudanças nas taxas de soterramento e re-oxidação da matéria
orgânica enriquecida em
12
C (Scholle & Arthur, 1980; Kump & Arthur,1999). No
282
entanto, processos como a liberação vulcânica de CO
2
, depletado em
13
C, no sistema
oceânico/atmosférico, bem como súbitas descargas de metano e ressurgências de
águas profundas anóxicas, enriquecidas em
12
C parecem ter exercido relevante papel
nessas variações. As variações na concentração de
18
O da água do mar são
controladas, principalmente, pela expansão e retração de geleiras continentais, que
são enriquecidas em
16
O, porém, variações nas concentrações de
18
O de maior ordem,
registradas na escala de tempo de milhões de anos, também se relacionam com as
interações entre a água do mar e a litosfera, condicionadas por causas tectônicas
(Veizer et al., 1997, 1999; Veizer & Mackenzie, 2004; Wallmann, 2001, 2004).
Conforme já discutido nos capítulos anteriores, o Carbonífero foi um
período de mudanças paleogeográficas significativas, onde a aproximação das
massas continentais, que culminaria com a formação do Supercontinente Pangea,
provocou alterações climáticas e do ciclo do carbono no planeta. Conseqüentemente,
os padrões de circulação oceânica foram alterados, acarretando variações nos padrões
sedimentares globais. Tais mudanças paleogeográficas, paleoclimáticas e
paleoceanográficas acarretaram em impacto sobre os mecanismos modeladores da
sedimentação, da mesma forma que sobre a estrutura das comunidades nos mais
diversos ecossistemas. Assim, seus efeitos encontram-se impressos nos depósitos
sedimentares em diversas bacias no mundo e podem ser traçados através da análise
das mudanças nas composições faunísticas, incluindo suas feições tafonômicas, das
assinaturas sedimentares e das composições isotópicas tanto de rochas quanto de
fósseis (Popp et al.,1997; Speyer & Brett, 1988, 1991; Brett, 1995, 1998; Bruckschen
et al., 1999; Mii et al.,1999, 2001; Veizer et al., 1999; Courville & Collin, 2002;
Brand, 2004).
Neste trabalho foram analisadas amostras de carbonatos e
braquiópodes para isótopos estáveis de carbono e oxigênio, visando sua utilização
como indicadores paleoecológicos e, quando possível, estabelecendo correlações
com os dados estratigráficos, faciológicos e de ciciclidade. Para tanto foram
selecionadas amostras de carbonatos e braquiópodes articulados em função de seu
posicionamento estratigráfico na sessão estudada. A escolha de braquiópodes
articulados para o desenvolvimento dos estudos geoquímicos deve-se ao fato destes
incorporarem em suas conchas os isótopos presentes na água do mar em equilíbrio
com o ambiente. Assim, os dados químicos obtidos das conchas destes organismos
devem refletir as condições físico-químicas da água do mar na época em que viveram
283
(Grossman et al., 1993, 1996; Bruckschen & Veizer, 1997). Suas conchas
carbonáticas multi-laminadas são compostas por calcita de baixo Mg, resistente à
maioria dos processos de desgaste, à exceção dos mais agressivos de todos, que são
os processos diagenéticos. Ainda, estudos em detalhe mostram que a camada fibrosa
secundária das conchas de braquiópodes articulados preserva-se melhor do que a
primeira camada, externa, mais fina e suscetível ao desgaste (Grossman et al., 1996).
Uma investigação em detalhe da microestrutura interna das conchas através da
microscopia eletrônica de varredura pode revelar evidências adicionais na
determinação do estado de preservação destas. Assim, a seleção de braquiópodes
para emprego em estudos geoquímicos necessita de um extenso processo de limpeza
e avaliação. As amostras são submetidas a diferentes métodos analíticos, os quais
consistem em avaliação química qualitativa e quantitativa de elementos-traço,
obtenção de imagens retroespalhadas (backscatering images) e análises da
microestrutura interna das conchas.
Tratando-se das rochas sedimentares carbonáticas, as amostras
igualmente necessitam de uma prévia avaliação qualitativa através de um rigoroso
controle dos fatores pós-deposicionais. Assim, visa-se que os resultados obtidos
sejam realmente relativos à química da água do mar no momento da deposição dos
sedimentos. Para isso, conta-se com análises de difração e fluorescência de raios-x e
microscopia eletrônica. Adicionalmente, os estudos petrográficos representam uma
importante ferramenta na avaliação do grau de alteração diagenética das amostras,
correspondendo, desta forma, a uma etapa fundamental no processo de seleção das
mesmas.
Por tratar-se de uma área de plataforma rasa, marcada por diversos
eventos de exposição subaérea e influxo de águas meteóricas, conforme discutido e
caracterizado no capítulo 4, a curva obtida, inevitavelmente, apresentou trechos com
sinal isotópico influenciado por eventos diagenéticos. Na tentativa de melhor
esclarecer estes eventos diagenéticos, os dados foram calibrados pelas análises
petrográficas dos carbonatos estudados e utilizados como ferramenta de resolução
estratigráfica na seção estudada.
A seguir são apresentados alguns conceitos fundamentais que
auxiliaram no emprego das metodologias e na interpretação da curva isotópica
obtida.
284
6.2. Os isótopos
Isótopos são átomos cujos núcleos contêm o mesmo número de
prótons, mas número diferente de nêutrons. O termo deriva do grego, que significa
iso = mesmo e topos = lugar, referência ao fato dos isótopos ocuparem o mesmo
lugar na tabela periódica dos elementos, embora com ligeiras diferenças nas
propriedades físico-químicas (por exemplo massa atômica). São as diferenças destas
propriedades que possibilitam o uso dos isótopos como ferramenta na interpretação
geológica.
Os isótopos podem ser divididos em estáveis e instáveis (radioativos).
Os radioativos se caracterizam por possuir um núcleo que emite radiação, sob a
forma de diferentes tipos de partículas (alfa, beta e gama), transformando-se em
núcleos de outros elementos, denominados de isótopos radiogênicos (Hoefs, 1980;
Krauskopf, 1985). Muitos dos isótopos produzidos artificialmente são radioativos,
embora a grande maioria dos isótopos encontrados na natureza não seja radioativa,
sendo conhecidos como isótopos estáveis.
A acumulação de isótopos radiogênicos por decaimento nuclear de
elementos radioativos constitui um dos únicos recursos para a determinação da idade
absoluta de materiais naturais. Mas é o estudo da distribuição de isótopos estáveis
que mais tem tido aplicação na análise de seções sedimentares. Isótopos estáveis de
baixo peso molecular, como o oxigênio e o carbono, podem fornecer importantes
indicações quanto a paleotemperaturas, produtividade orgânica, grau de restrição da
bacia, salinidade, influxo de água doce, entre outras.
Para facilitar a compreensão dos isótopos naturais e suas aplicações,
se faz necessária a apresentação de alguns conceitos básicos, como o fracionamento
isotópico e o uso de padrões para a normalização das análises.
285
6.2.1. Fracionamento isotópico
O fracionamento é o processo de alteração das razões isotópicas
causado por diferenças nas propriedades dos isótopos frente a processos químicos,
físicos ou biológicos (Tucker & Wright, 1990; Sial, 1994). Este fracionamento é
geralmente resultado de diferenças na pressão de vapor e/ou constantes de equilíbrio
em trocas iônicas entre duas moléculas (Craig, 1953). São vários os processos de
fracionamento isotópico, sendo os mais importantes para as aplicações da
estratigrafia isotópica os fenômenos de indução físico-química (evaporação e
condensação), os efeitos cinéticos e de troca iônica (Hoefs, 1980).
Os processos de fracionamento por indução físico-química envolvem
os fenômenos de evaporação-condensação, fusão e cristalização, absorção e
liberação, difusão e termodifusão. Dentre estes fenômenos, os processos de
evaporação e condensação são de especial interesse para o estudo dos isótopos
estáveis, pois ocorrem devido a diferenças na pressão do vapor dos compostos
isotópicos envolvidos.
A pressão de vapor é proporcional à massa dos isótopos, sendo que os
isótopos mais leves possuem maior pressão de vapor e são preferencialmente
incorporados à fase vapor, em detrimento do isótopo mais pesado, concentrado na
fase líquida. No processo de evaporação da água, por exemplo, se dá o
fracionamento de isótopos de oxigênio
18
O/
16
O, onde o isótopo mais leve (
16
O) é
carreado na fase vapor, levando ao enriquecimento da fase líquida no isótopo mais
pesado (
18
O) (Craig, 1953; Hoefs, 1980; Tucker & Wright, 1990).
Entre os efeitos cinéticos, inclui-se o observado durante a fotossíntese,
onde ocorre o fracionamento do CO
2
, com a fixação do isótopo mais leve (
12
C) na
matéria orgânica sintetizada e conseqüente concentração do isótopo mais pesado
(
13
C) no carbono dissolvido na água, sob a forma de CO
2
ou HCO
3
-2
. Este processo
contribui para a concentração do isótopo mais leve (
12
C) na porção orgânica dos
organismos marinhos e uma concentração do isótopo mais pesado (
13
C) na porção
carbonática (carapaças) (Hoefs, 1980). O fracionamento do carbono cria um
gradiente isotópico entre as águas superficiais (ricas em
13
C), por efeito da grande
atividade fotossintética do fitoplâncton, e o fundo oceânico, devido ao soterramento
da matéria orgânica (rica em
12
C) nos sedimentos do fundo.
286
Desta forma, levando em consideração estes processos, pode-se inferir
sobre processos naturais que induziram o fracionamento isotópico, estabelecendo
relações com a evolução paleoecológica de uma bacia sedimentar.
Para referenciar os valores absolutos das análises isotópicas e
viabilizar a correlação regional ou global dos eventos isotópicos, se faz necessário o
uso de padrões, como será comentado a seguir.
6.2.2. Padrões e notação para os isótopos estáveis de carbono e oxigênio
Os padrões são referências internacionais para viabilizar a calibração
de instrumentos entre laboratórios permitindo a correção dos valores absolutos
obtidos nas análises de isótopos. Os padrões internacionais mais conhecidos são o
PDB (Pedee Belemnites) e o SMOW (Standard Mean Oceanic Water). O padrão
PDB consiste de amostras provenientes do esqueleto calcítico do cefalópode
Bellemnitella americana, extraído da Formação Pedee, do Cretáceo da Carolina do
Sul. O padrão SMOW consiste de valores das razões isotópicas lidos em águas a
milhares de metros de profundidade, no Atlântico Norte. A exaustão das amostras do
padrão PDB levou a National Bureau of Standards (NBS) a elaborar e distribuir
novas amostras de referência, que vão do NBS-18 ao NBS-21. Neste trabalho, o
padrão adotado para os resultados isotópicos foi o NBS-19.
Os valores isotópicos podem ser expressos pelo desvio (d) entre as
razões isotópicas da amostra analisada e da amostra padrão, em unidades de partes
por mil (‰). A equação que expressa este desvio é a seguinte:
d = Ramostra – Rpadrão x 1000
Rpadrão
Onde R representa a razão isotópica dos elementos. Para as razões isotópicas de
oxigênio, por exemplo, Ramostra = (
18
O/
16
O) da amostra lida e Rpadrão =(
18
O/
16
O)
do padrão. Para o carbono, a mesma relação é válida pra as razões isotópicas
(
13
C/
12
C).
Os valores de d são sempre reportados em relação ao isótopo mais
pesado. A amostra é dita “mais pesada” ou “enriquecida” quando possui maior
proporção do isótopo pesado em relação ao padrão. Da mesma forma, d é dito
287
negativo ou uma amostra é dita “mais leve” ou “depletada”, quando possui menor
proporção do isótopo pesado em relação ao padrão.
De posse desses conceitos pode-se obter proveito de algumas
aplicações dos isótopos estáveis de oxigênio e carbono na interpretação de seções
estratigráficas, sobretudo no ambiente carbonático.
Neste trabalho, serão enfatizadas as aplicações voltadas a
interpretação estratigráfica da seção estudada, considerando as relações entre as
assinaturas isotópicas obtidas, o paleoambiente e as comunidades fósseis e a
diagênese.
6.3. Os isótopos estáveis de carbono e oxigênio
Os eventos químicos, especialmente aqueles com assinaturas
isotópicas, tornam-se cada vez mais conhecidos no registro marinho. Os isótopos de
carbono têm se mostrado especialmente sensíveis a vários eventos geológicos, em
diferentes escalas. Os isótopos de oxigênio são, por sua vez, de grande utilidade para
determinações de paleotemperaturas e paleossalinidades.
Excursões positivas do d
13
C podem relacionar-se com subidas
relativas do nível do mar e fases de mar alto, enquanto as excursões negativas, com
descidas relativas do nível do mar e fases de mar baixo. Excursões positivas de d
18
O
refletem o aumento na concentração do isótopo
18
O na água do mar, que pode ser
correlacionado à expansão glacial no continente, quando a temperatura dos oceanos
tende a decrescer e as massas geladas de água doce ficarem enriquecidas nos
isótopos de
16
O (Faure, 1989). Assim, variações na temperatura e concentrações de
18
O na água, evidenciadas pelas análises isotópicas, podem trazer informações acerca
do clima e avanço e/ou recuo de geleiras em um determinado tempo. Ainda, maiores
concentrações do isótopo de
18
O nas regiões proximais das bacias marinhas podem
refletir o controle local exercido pelo clima nestes sistemas. Elevadas taxas de
evaporação promovem uma saída mais efetiva do isótopo leve,
16
O, dos sistemas
costeiros e, se associada á um clima árido, com baixa precipitação pluviométrica, e
reduzido retorno destes isótopos ao ambiente, promovem deslocamentos positivos do
d
18
O,
que poderá auxiliar na definição das fácies relacionadas a estes contextos. Por
isso, esses isótopos são uma excelente ferramenta de estudo das condições
288
responsáveis pela formação de depósitos cíclicos do Neopaleozóico (Adlis et al.,
1988).
6.3.1. O oxigênio
É o elemento mais abundante na crosta terrestre e possui como
isótopos estáveis o
16
O (99,763%), o
17
O (0,0375%) e o
18
O (0,1995%).
Normalmente é determinada a razão
18
O/
16
O devido a maior abundância e maior
diferença de massa.
A composição isotópica dos carbonatos varia em resposta a uma série
de fenômenos naturais, como a evaporação, a condensação, a fotossíntese, a
precipitação mineral, entre outros, que induzem os processos de fracionamento
isotópico (Marshall, 1992). No caso do oxigênio, a composição isotópica de um
mineral carbonático, como a calcita, precipitado em equilíbrio com o ambiente é
determinada pela composição do fluído que originou o mineral e pela temperatura
de precipitação (Hoefs, 1980; Marshall, 1992). Isto equivale a dizer que,
teoricamente, é possível determinar as paleotemperaturas oceânicas através da
determinação dos valores da razão isotópica
18
O/
16
O nos minerais que compõem as
carapaças fósseis. Sendo esta razão igualmente dependente da composição original
do fluído, a interpretação de um atributo será função de premissas assumidas em
relação ao outro.
Alguns autores relacionam os valores de d
18
O como indicadores
físicos e ambientais. Fórmulas relacionando o d
18
O em minerais com as temperaturas
de cristalização foram apresentadas por Epstein et al. (1953), Craig (1965), entre
outros e tais equações indicam um decaimento de d
18
O
calcita
= 1‰ para cada
acréscimo de 4º C. Fairbanks & Mathews (1978 in Williams, 1988) relacionam as
variações isotópicas de oxigênio à variações eustáticas, numa proporção aproximada
de 0,11‰ para cada 10 metros de variação do nível do mar.
A razão isotópica
18
O/
16
O original dos paleoceanos é grandemente
influenciada pelo fracionamento isotópico por evaporação-condensação. O isótopo
mais leve (
16
O) é o mais abundante na água do mar e graças a sua maior pressão de
vapor, é preferencialmente carreado no processo de evaporação da água e
conseqüente formação das nuvens. À medida que ocorre a evaporação, a água do mar
289
vai se tornando gradativamente mais salina e enriquecida no isótopo pesado (
18
O),
enquanto as nuvens concentram o isótopo mais leve. Quando as nuvens movem-se
em direção ao continente, precipitando como água da chuva parte do vapor
acumulado, tornam-se ainda mais enriquecidas em
16
O. Durante os períodos
interglaciais, essas chuvas, ricas no isótopo leve, retornam aos oceanos através dos
rios, tendendo a restabelecer os volumes isotópicos originais. Durante os períodos
glaciais, as nuvens enriquecidas no isótopo leve dão origem a grandes volumes de
neve e gelo nos pólos, deixando a água do mar enriquecida no isótopo pesado (
18
O),
pela ausência de retorno da água enriquecida em
16
O ao oceano.
Graças a essa propriedade, os isótopos estáveis de oxigênio
respondem às flutuações de temperatura global do planeta que, em última instância,
determinam o volume de gelo nos pólos. Entretanto, a depender do período a que
pertencem as carapaças analisadas, a razão isotópica pode apresentar variações
significativas, falseando a inferência geotérmica direta, devido ao desconhecimento
do valor isotópico do fluído original (Hoefs, 1980).
Alguns efeitos metabólicos de organismos marinhos têm influência na
precipitação de carbonatos. Alguns organismos marinhos, como os foraminíferos,
não precipitam o carbonato de cálcio em equilíbrio com o ambiente, produzindo
carapaças com razões isotópicas depletadas ou enriquecidas em relação à água de
onde se originaram. Este fenômeno é conhecido como “efeito vital” (Hoefs, 1980;
Marshall, 1992). Na tentativa de minimizar este efeito, pode-se utilizar,
preferencialmente, amostras derivadas de um mesmo táxon. Nas análises de rocha
total, estes efeitos, quando presentes, não modificam a assinatura geral da curva,
permitindo a sua utilização como elemento de correlação, porém, com limitações no
que diz respeito a interpretações quantitativas, como paleotemperaturas e volume de
gelo nos pólos.
Os valores de d
18
O provenientes de carapaças variam em função da
temperatura, salinidade e composição da água onde os organismos vivem. Assim, um
aumento nos valores de d
18
O pode refletir uma queda de temperatura, um aumento
global no volume de gelo ou uma variação local por efeito de aumento na evaporação
e reduzida precipitção.
Os isótopos de oxigênio figuram entre os mais importantes elementos
utilizados na estratigrafia isotópica, especialmente em seções marinhas profundas.
Sua aplicação em seções formadas em condições de águas rasas, como as
290
plataformas carbonáticas intracratônicas submetidas a períodos de exposição
subaérea é limitada, em função da influência da diagênese no sinal isotópico. Desta
forma, em função das condições desfavoráveis da seção analisada para interpretações
paleogeotérmicas, procurou-se interpretar os dados isotópicos de oxigênio com três
objetivos: 1. a identificação de eventos isotópicos, responsáveis pela geração de
excursões mais amplas na curva e sua correlação com a assinatura estratigráfica
observada na seção estudada, 2. a identificação de alterações no contexto
paleoambiental e na estrutura das paleocomunidades em resposta a esses eventos e,
3. a influência da diagênese vadosa e freática sobre os carbonatos e a interpretação
do seu significado estratigráfico.
6.3.2. O carbono
Assim como o oxigênio, o carbono é abundante na natureza e com
interessantes aplicações na estratigrafia isotópica. As proporções de seus dois
isótopos são 98,89% para isótopo mais leve (
12
C) e 1,11% para o isótopo mais
pesado (
13
C). São expressos com a mesma notação utilizada para o oxigênio, sempre
referida ao isótopo mais pesado.
Diferente do oxigênio, os isótopos de carbono não são controlados
pelo volume de gelo nos pólos ou pela temperatura, mas sim, pela produtividade
orgânica marinha, preservação da matéria orgânica e pelos padrões de circulação
oceânica. Os dois principais reservatórios de carbono, que são a matéria orgânica e
os carbonatos sedimentares, são isotopicamente diferentes entre si em função da
operação de diferentes mecanismos de reação. No ambiente marinho, a produtividade
orgânica, dada pelo fracionamento fotossintético ou redução do carbono oxidado em
carbono orgânico, constitui-se no mecanismo dominante que determina o nível geral
de d
13
C. O volume de atividade fotossintética do fitoplâncton é maior na águas
superficiais, dentro da zona fótica, onde o isótopo leve (
12
C) é fixado sob a forma de
carbono orgânico, causando o enriquecimento do CO
2
remanescente adsorvido na
água no isótopo pesado (
13
C). O bicarbonato remanescente, rico em
13
C, vai se fixar
preferencialmente sob a forma de carbonato de cálcio (calcita ou argonita) nos
tecidos e carapaças dos organismos marinhos. Assim, os valores de d
13
C do carbono
orgânico são mais negativos, enquanto os valores do d
13
C dos carbonatos são mais
positivos. A maior parte do processo fotossintético se dá nas águas superficiais, a
291
profundidades menores de 100 metros e, à medida que o carbono orgânico, rico em
12
C é soterrado nos sedimentos, a zona superficial torna-se enriquecida em
13
C, com
valores de d
13
C mais positivos. Assim, o valor do d
13
C é função da produtividade
orgânica na superfície e da proporção de carbono orgânico soterrado e preservado
nos sedimentos (Holser et al., 1996).
Os carbonatos são isotopicamente mais pesados (d
13
C ˜ 0 ‰) que o
carbono reduzido biogenicamente (d
13
C ˜ -25 ‰), já que o fracionamento ocorrido
durante a fotossíntese fixa o
12
C na matéria orgânica.
Períodos de elevada produtividade orgânica coincidem com períodos
de temperaturas globais mais amenas, quando a elevação eustática global provoca a
inundação extensa das plataformas continentais, promovendo a proliferação orgânica
marinha e a conseqüente elevação dos valores de d
13
C. Os eventos anóxicos, que
normalmente acompanham estes períodos transgressivos, podem oferecer condições
propícias a precipitação de carbonatos mais enriquecidos em
13
C.
Os mecanismos de circulação oceânica fazem dos isótopos de carbono
excelentes indicadores oceanográficos e climáticos em escala global (Prothero,
1990).
Um outro fator que influencia nos valores das razões isotópicas de
carbono é a concentração de biomassa terrestre ao redor do planeta. As plantas
terrestres, que compõem a biomassa, constituem um vasto reservatório de carbono,
onde predomina o isótopo leve (
12
C). Os aumentos no volume desta biomassa
terrestre vão se refletir na depleção da água do mar no isótopo leve e conseqüente
enriquecimento no isótopo pesado (
13
C). O carbonato precipitado pelos organismos
marinhos está em relativo equilíbrio com o carbono inorgânico dissolvido na água do
mar e reflete a composição isotópica do ambiente. Desta forma, as mudanças na
disponibilidade global de carbono na natureza, dadas por variações nas taxas de
produtividade orgânica ou na concentração da biomassa terrestre, refletem-se nos
registros isotópicos dos organismos calcários marinhos. Os carbonatos precipitados a
partir de águas enriquecidas em
13
C, por exemplo, como as que acompanham o limite
Cretáceo-Terciário, aparentemente refletem a quebra na produtividade orgânica, em
função das extinções, e o retorno do carbono da biomassa orgânica para o carbono
inorgânico dissolvido nos oceanos (Marshall, 1992).
292
6.3.3. Os eventos isotópicos e sua relação com a diagênese
A precipitação dos carbonatos geralmente se dá em equilíbrio com o
ambiente de deposição, com as proporções isotópicas do fluído original ficando
preservadas nas carapaças calcáreas dos organismos. No ambiente marinho, esta
proporção se manterá enquanto os sedimentos carbonáticos não forem submetidos a
processos diagenéticos rasos ou profundos. Os processos mais comuns que envolvem
a alteração do sinal isotópico são a cimentação e a dissolução, incluindo a
recristalização. Ambos envolvem a precipitação de novos minerais carbonáticos, em
geral com composições isotópicas diferentes da original. Estes processos tendem a
alterar a composição isotópica original, imprimindo nos minerais cristalizados razões
isotópicas em equilíbrio com o ambiente diagenético (Marshall. 1992).
Conforme discutido no capítulo 4, os eventos diagenéticos detectados
nas lâminas petrográficas se traduzem em cimentação marinha, micritização
microbial, dissoluções e recristalizações e dolomitização.
Os efeitos sobre os sinais isotópicos de d
18
O e d
13
C pelos processos
diagenéticos são fortemente influenciados pela composição do fluído que permeia a
rocha e pela temperatura, uma vez que tanto a cimentação como a substituição
envolvem a precipitação de novos minerais carbonáticos. Estes novos minerais,
também precipitados em condições de equilíbrio, preservam a razão isotópica do
fluído percolante, em geral diferente da composição isotópica do ambiente
deposicional original.
Nas plataformas rasas, os processos diagenéticos superficiais incluem
zonas de mistura dos ambientes marinho e meteórico, cujo impacto sobre os sinais
isotópicos de d
18
O e d
13
C dependerá de particularidades ambientais. Nas zonas
meteóricas rasa, imediatamente abaixo da superfície vegetada exposta, a interação
água/rocha resultará na precipitação de cimentos com composição isotópica negativa
(Marshall, 1992). Este efeito deve-se à presença de carbono enriquecido em
12
C,
proveniente da oxidação da biomassa vegetal terrestre, dissolvido nas águas
meteóricas. Da mesma forma, estas águas meteóricas são enriquecidas no isótopo de
oxigênio mais leve (
16
O), resultando em sinais de d
18
O mais negativos.
293
6.4. Aplicação das análises isotópicas na seção estudada
6.4.1. Generalidades
Neste trabalho, procurou-se identificar os principais eventos
isotópicos, responsáveis pela geração de excursões mais amplas na curva e sua
correlação com a assinatura estratigráfica observada na seção estudada, da mesma
forma que a identificação de alterações no contexto paleoambiental e na estrutura das
paleocomunidades em resposta a esses eventos. Também, buscou-se identificar os
eventos diagenéticos e sua influência sobre o sinal isotópico do carbono e do
oxigênio, identificando as prováveis zonas de exposição subaérea da plataforma e
períodos de maior influxo de água doce na bacia, correlacionando estes eventos com
aqueles identificados através da análise das lâminas petrográficas e da organização
cíclica da seção estudada.
Ainda, através da comparação dos resultados obtidos através da
análise de carapaças e rochas circundantes, visou-se a definição de qual destes
materiais melhor se aplica aos estudos isotópicos na seção analisada.
6.4.2. Metodologia de seleção, coleta e análise das amostras.
As análises das razões isotópicas de oxigênio e carbono foram
executadas em amostras selecionadas na porção predominantemente carbonática da
seção estudada, com espaçamento de amostragem inferior a 50 centímetros. Além
dos dados obtidos nas amostras coletadas foram utilizados, na compilação da curva,
dados cedidos pelo Geól. Dr. Nilo Siguehiko Matsuda, obtidos de amostras
provenientes da mesma seção, analisados na Universidade de Tókio.
A seleção das amostras seguiu alguns critérios principais:
Para o desenvolvimento dos estudos isotópicos foram selecionadas
amostras de rocha carbonática e braquiópodes articulados, considerando seu
posicionamento crono e litoestratigráfico dentro da sessão estudada. A escolha de
braquiópodes articulados para o desenvolvimento dos referidos estudos geoquímicos
deve-se ao fato destes incorporarem em suas conchas os isótopos de carbono e
oxigênio presentes na água do mar em equilíbrio com o ambiente e, igualmente em
função da grande abundância com que estes organismos ocorrem nos sedimentos da
Formação Itaituba. Visando que os dados químicos obtidos das carapaças de
294
braquiópodes reflitam as condições físico-químicas da água do mar na época em que
viveram, a seleção destes organismos para emprego em estudos geoquímicos
necessita de um extenso processo de limpeza e avaliação, visando utilizar aqueles
elementos que não apresentem evidências de alteração diagenética e,
consequentemente preservem a assinatura isotópica original. Desta forma, as
amostras foram submetidas a diferentes métodos analíticos, os quais consistiram na
avaliação química qualitativa de elementos-traço, obtenção de imagens
retroespalhadas (backscatering images) e análises da na microestrutura interna das
conchas. No anexo 1 são ilustrados alguns dos resultados obtidos nestas análises,
realizadas no CEMM da PUCRS.
Tratando-se das rochas sedimentares carbonáticas, as amostras
igualmente foram submetidas a uma prévia avaliação qualitativa através do controle
dos fatores pós-deposicionais. Este controle se faz necessário para a adequada
interpretação dos resultados obtidos, se correspondem a dados realmente relativos à
química da água do mar no momento da deposição dos sedimentos ou o registro de
eventos diagenéticos sobre os depósitos. Para isso, contou-se com análises
qualitativas e quantitativas de elementos-traço, realizadas nos laboratórios de
difração e fluorescência de raios x do CENPES/PETROBRAS (Anexos 2 e 3). Desta
forma, tem-se o controle daquelas amostras que além de calcita contém dolomita e
quartzo associados, bem como outros elementos, como gipsita e anidrita.
Adicionalmente, os estudos petrográficos igualmente representaram uma importante
ferramenta na identificação das rochas analisadas, bem como na avaliação do grau de
alteração diagenética das amostras, correspondendo, desta forma, a uma etapa
fundamental no processo de seleção das mesmas.
Após a seleção, as amostras consideradas adequadas foram
pulverizadas e preparadas a partir de ataques químicos com ácido fosfórico (H
3
PO
4
)
para a captura dos elementos de carbono e oxigênio e posterior leitura das razões
d
18
O e d
13
C em espectrômetro de massa (Anexo 4).
Das análises resultaram tabelas de valores das razões isotópicas contra
a altura, transformadas em curvas das razões d
18
O e d
13
C. (Anexo 5, Fig. 58)
295
296
6.4.3. Interpretação das curvas
Nas curvas de d
18
O e d
13
C da seção estudada a distribuição geral do
sinal de d
18
O fica entre -6 e -4 (Amostra X PDB‰), enquanto o sinal de d
13
C
(Amostra X PDB‰) está entre 2 e 4, principalmente nos intervalos relacionados aos
ciclos C-3, C-5 e C-6. Os registros isotópicos da seção analisada foram divididos em
5 intervalos com características distintas, denominados intervalos 1 a 5,
aproximadamente correspondentes aos ciclos raseantes definidos no capítulo 4.
Não cabe uma interpretação mais detida dos dados relativos aos
intervalos 1 e 5 em função do maior espaçamento na amostragem, devido as
litologias predominantemente siliciclásticas. Nestes intervalos, as amplas variações
do sinal isotópico de d
13
C no intervalo 1 e de d
18
O no intervalo 5 estão relacionadas à
condições de restrição da bacia, associada a períodos de nível relativo do mar baixo e
à influência da diagênese meteórica (Fig. 58). A sobreposição do sinal isotópico por
efeito da diagênese meteórica é evidente tanto pela natureza das rochas,
representadas por siliciclásticos de origem deltáica, quanto pelas feições diagenéticas
de dolomitização na zona de mistura (Fig. 58).
As seções 2 e 4 apresentam uma melhor qualidade dos registros
isotópicos, tanto na curva de oxigênio quanto na curva de carbono, em função da
amostragem mais homogênea e da melhor preservação em relação aos efeitos
diagenéticos. Estes efeitos, por sua vez, são acentuados no intervalo 3, mas não
desqualificam os dados obtidos, uma vez que a diagênese meteórica, na seção
estudada, é estreitamente correlacionada com as fases de nível relativo do mar baixo,
permitindo o estabelecimento de relações entre o sinal isotópico e o contexto
deposicional estudado.
Excepcionalmente na curva de d
18
O, ocorrem valores exageradamente
positivos, próximos de zero, em amostras coincidentes com intervalos compostos por
fácies dolomíticas/evaporíticas e carbonáticas, de contextos restritos. Segundo
Matsuda (2002), os valores isotópicos de oxigênio obtidos nas dolomitas hipersalinas
da seção estudada ficam entre 0,55 e 5,56‰, enquanto os valores de carbono, entre
3,85 e 5,73‰. Desta forma, os deslocamentos exageradamente positivos observados,
refletem a assinatura isotópica das soluções hipersalinas do contexto de formação
dessas dolomitas de Sabkha evaporítico. As amostras de carapaças correspondentes
ao intervalo 3, igualmente, apresentam assinaturas isotópicas positivas, também
297
associadas a contextos de mar restrito. Nesse caso, no lugar de refletirem a
composição isotópica do ambiente de formação das carapaças, são melhor
correlacionadas com a sobreposição do sinal isotópico dos fluídos ricos em sílica,
provenientes da dissolução de evaporitos das fácies de máximo raseamento. Estes
fluídos, isotopicamente pesados com relação ao oxigênio, sobrepõem sua assinatura
nas carapaças durante o processo de silicificação.
6.4.3.1. Os intervalos isotópicos
A base da seção está compreendida entre 0 e 21 metros e corresponde
ao intervalo 1, caracterizado pela ocorrência de sinais de carbono exageradamente
negativos, ao passo que os dados de oxigênio se mantêm dentro da média, entre -4 e -
6 (Fig. 58). Este intervalo se correlaciona com os ciclos C-1 e C-2, que evidenciam
as primeiras incursões marinhas sobre os sedimentos de origem eólica da Formação
Monte Alegre (Fig. 46). Em função do sinal isotópico do d
18
O não apresentar
influência diagenética, os valores muito negativos da curva de d
13
C refletem a
influência do carbono da matéria orgânica, isotopicamente mais leve, uma vez que as
restritas condições ambientais não eram favoráveis ao desenvolvimento de
organismos refletindo, desta forma, em baixa produtividade orgânica e maior
disponibilidade de carbono leve no ambiente.
O intervalo 2 está compreendido entre 21 e 32 metros e caracteriza-se
pela elevação gradual dos valores de e d
13
C, a partir de 22 metros, atingindo o valor
máximo (4‰) a 30 metros (Fig. 59). A curva de d
18
O exibe uma tendência geral
dentro da média, preferencialmente entre -6 e -5 ‰ (Fig. 59). Este intervalo se
correlaciona ao ciclo C-3 e, considerando a associação faciológica presente,
predominantemente composta por fácies que caracterizam condições ambientais de
mar aberto, as tendências isotópicas observadas são interpretadas como reflexo da
gradual elevação do nível do mar nesse período, onde os valores de d
13
C
gradativamente positivos refletem a retirada do carbono leve (
12
C) do meio, em
função do aumento da produtividade orgânica associada ao estabelecimento de
condições marinhas abertas.
298
299
O intervalo 3 está compreendido entre 32 e 44 metros e caracteriza-se
pela ocorrência de valores mais negativos de e d
13
C, preferencialmente abaixo de
3‰. Dentro desta tendência geral, ocorrem 4 deslocamentos negativos mais
expressivos, denominados 3.1, 3.2, 3.3 e 3.4 (Fig. 58). Neste intervalo, a curva de
d
18
O igualmente exibe deslocamentos diferenciados da média, onde 3 são
deslocamentos positivos, chegando a -2,5‰ e coincidentes com os deslocamentos
3.1 e 3.3 da curva de d
13
C e, o último, coincidente com o topo do intervalo 3 (Fig.
58). Os 2 deslocamentos negativos, chegando a -7‰ são coincidentes com os
deslocamentos 3.2 e 3.4 da curva de d
13
C (Fig. 58).
O intervalo isotópico 3 é coincidente com a base do ciclo C-3, ciclo
C-4 e ciclo C-5, compostos por associações de fácies que caracterizam condições
ambientais de mar restrito. Aqui, a tendência negativa observada na curva de d
13
C é
interpretada como reflexo da redução na produtividade orgânica associada a queda
do nível relativo do mar, em um período onde a bacia foi submetida a condições de
circulação restrita. Nesse caso, considerando que a assinatura isotópica da curva de
d
13
C apresente sobreposição do sinal da diagênese meteórica, não descaracteriza a
fase de restrição ambiental, uma vez que a precipitação de cimentos diagenéticos
isotopicamente mais leves igualmente correlaciona-se com períodos de nível relativo
do mar baixo. O estabelecimento de condições restritas e, conseqüentemente
evaporíticas, se reflete nos deslocamentos positivos da curva de d
18
O coincidentes
com o topo do intervalo 3 e com os deslocamentos 3.1 e 3.3 da curva de d
13
C, uma
vez que, com o aumento das taxas de evaporação, os valores de d
18
O tendem a ficar
isotopicamente pesados, em função da perda preferencial do isótopo leve (
16
O) na
evaporação.
Considerando que os dados da curva de d
13
C, independente de sua
origem (reflexo de baixa produtividade orgânica ou influência da diagênese
meteórica) são indicativos de fase de restrição marinha, os deslocamentos
anormalmente negativos da curva de d
18
O poderiam ser interpretados como resultado
do influxo de águas meteóricas, ricas em isótopos leves de oxigênio e carbono,
principalmente em função de serem coincidentes com os deslocamentos negativos
3.2 e 3.4 da curva de d
13
C carbono (Fig. 58). Porém, a estreita relação entre os
deslocamentos negativos da curva de d
18
O com as fácies wackestone bioclástico
bioturbado, que compreende a tafofácies II e a base do ciclo C-4 e packstone
bioclástico bioturbado, que compreende a tafofácies V e a da base do ciclo C-5, que
300
caracterizam as superfícies de inundação marinha destes ciclos (Fig. 59),
estabelecem a relação entre os sinais negativos e a diluição da salmoura, decorrente
da inundação marinha.
O intervalo 4 está compreendido entre 44 e 60 metros e é
caracterizado pela ocorrência de uma tendência de elevação gradual dos valores de e
d
13
C, a partir de 44 metros, atingindo o valor máximo (4,5‰) a 50 metros (Fig. 59).
A curva de d
18
O exibe uma tendência geral gradualmente mais negativa até -4 ‰
(Fig. 59). Este intervalo se correlaciona à associação de tafofácies de mar alto do
ciclo C-5 e às associações de tafofácies transgressiva e de mar alto do ciclo C-6,
predominantemente compostas por fácies que caracterizam condições ambientais de
mar aberto (Fig. 59).
A tendência isotópica gradualmente mais negativa da curva de d
18
O
correlaciona-se com a crescente diluição da salmoura, em função do
restabelecimento das condições marinhas abertas, enquanto os valores mais positivos
da curva de d
13
C são interpretados como reflexo do aumento da produtividade
orgânica, sendo ambas tendências decorrentes da elevação do nível relativo do mar
nesse período.
Na altura de 53 metros, tanto na curva de d
18
O quanto na curva de
d
13
C ocorre uma excursão anormalmente negativa, aqui associada a um período de
influxo de águas meteóricas, enriquecida em isótopos leves de carbono e oxigênio.
Considerando que este deslocamento se correlaciona com a superfície de máximo
raseamento do ciclo C-5, é atribuído à exposição subaérea da plataforma durante um
rebaixamento relativo do nível do mar (Fig. 59).
Neste intervalo, novamente, a estreita relação entre o deslocamento
negativo da curva de d
18
O na altura de 54 metros, com as fácies packstone
bioclástico bioturbado da base do ciclo C-6 caracteriza a superfície de inundação
marinha do ciclo. Acima desta superfície, a curva de d
13
C exibe uma tendência geral
dentro da média, preferencialmente entre 2‰ e 4 ‰, enquanto a curva de d
18
O exibe
uma tendência geral gradualmente mais negativa (Fig. 59). Este intervalo se
correlaciona aos tratos transgressivos e de mar alto do ciclo C-6, cuja associação
faciológica é predominantemente composta por fácies que caracterizam condições
ambientais de mar aberto e as tendências observadas são interpretadas como reflexo
da fase de mar alto nesse período.
301
O intervalo 5 está compreendido entre 60 e 67 metros e é
caracterizado pela ocorrência de sinais de carbono dentro da média, entre 2 e 4, ao
passo que os dados de oxigênio apresentam valores exageradamente positivos,
chegando a zero (Fig. 58). Este intervalo se correlaciona com o ciclo C-7, que
evidencia o estabelecimento de condições ambientais restritas, em função das fácies
carbonáticas predominantemente proximais, da mesma forma que pela ampla
deposição de sedimentos deltáicos. Em função das limitações de amostragem
impostas pela litologia, da mesma forma que pela ocorrência de horizontes
desabados, não são possíveis maiores interpretações acerca dos dados observados.
Aparentemente, essa tendência positiva da curva de d
18
O demonstra o
estabelecimento de condições ambientais restritas, da mesma forma que ocorre no
intervalo 3.
6.5. Considerações finais
Apesar da sobreposição dos efeitos da diagênese meteórica sobre
alguns trechos da seção, os resultados obtidos nas curvas de d
18
O e d
13
C refletem as
condições paleoambientais predominantes na margem da plataforma no tempo de
formação das rochas estudadas.
Durante a deposição dos ciclos de raseamento, as variações relativas
do nível do mar ditaram a formação e distribuição de associações faciológicas cujo
conjunto de informações litológicas, biológicas, tafonômicas e isotópicas refletem a
sucessão de contextos ambientais ora predominantemente restritos, ora
predominantemente marinhos abertos. As fases iniciais de subida do nível relativo do
mar são verificadas nos diferentes ciclos pela ocorrência de assinaturas isotópicas de
d
18
O e d
13
C negativas, enquanto o franco estabelecimento de condições marinhas
abertas são representados por assinaturas de d
18
O homogêneas, dentro da média e
tendências positivas do d
13
C. Durante as fases de nível relativo do mar baixo, a
plataforma exposta foi palco de diagênese meteórica e intensa dolomitização,
sobrepondo a assinatura isotópica da diagênese meteórica sobre as rochas
depositadas nas fases de mar alto precedentes.
Tratando-se de uma área de borda de plataforma intracratônica, as
variações na lâmina d’água, decorrentes, principalmente, de variações climáticas de
alta freqüência, acarretaram expressivas mudanças na concentração da água marinha,
302
sendo que estas variações são prontamente discerníveis pelo uso dos isótopos. Desta
forma, as fases transgressivas/regressivas de alta freqüência, expressas pelas
parasseqüências definidas, são identificadas nas curvas isotópicas da seção,
especialmente as superfícies de maior interesse estratigráfico, como superfícies de
inundação e de máximo raseamento.
Durante a deposição dos ciclos de raseamento/parasseqüências
observados, as variações relativas do nível do mar ditaram a formação e distribuição
de associações faciológicas formadas em contextos ora predominantemente restritos,
ora predominantemente marinhos abertos. As fases de restrição ambiental, associadas
ao nível relativo do mar baixo e influência da diagênese meteórica são verificadas,
nos diferentes ciclos, pela ocorrência de assinaturas isotópicas de d
18
O e d
13
C
negativas, refletindo a influência de águas meteóricas, isotopicamente mais leves.
Nestes ciclos, a sobreposição do sinal isotópico por efeito da diagênese meteórica é
evidente tanto pela natureza das rochas, representadas por siliciclásticos de origem
deltáica, quanto pelas feições diagenéticas de dolomitização na zona de mistura. Nos
ciclos/parasseqüências onde não se observa sobreposição da diagênese meteórica, a
assinatura negativa da curva de d
13
C é reflexo da redução na produtividade orgânica
associada a queda do nível relativo do mar, em um período onde a bacia foi
submetida a condições de circulação restrita, e, conseqüentemente evaporítica,
refletidas, igualmente, nos deslocamentos positivos da curva de d
18
O, uma vez que,
com o aumento das taxas de evaporação, os valores de d
18
O tendem a ficar
isotopicamente pesados, em função da perda preferencial do isótopo leve (
16
O) na
evaporação.
As associações de tafofácies de ravinamento dos
ciclos/parasseqüências observados, caracterizadas por fácies wackestone/packstone
bioclástico bioturbados, das tafofácies II e V apresentam estreita relação com os
deslocamentos negativos da curva de d
18
O, caracterizando a diluição da salmoura,
decorrente da inundação marinha.
A partir da superfície transgressiva, as associações de tafofácies
transgressivas e de mar alto dos ciclos/parasseqüências refletem o franco
estabelecimento de condições marinhas e são representados por assinaturas de d
18
O
homogêneas, dentro da média ou gradualmente mais negativas e tendências positivas
do d
13
C. Nestes ciclos/parasseqüências, as tendências isotópicas gradualmente mais
negativas da curva de d
18
O correlacionam-se com a crescente diluição da salmoura,
303
em função do restabelecimento das condições marinhas abertas, enquanto os valores
mais positivos da curva de d
13
C são reflexo da retirada do carbono leve (
12
C) do
meio, em função do aumento da produtividade orgânica associada ao
estabelecimento de condições marinhas abertas.
Portanto, as curvas isotópicas atendem as finalidades preconizadas no
presente trabalho, revelando seu potencial enquanto ferramenta de apoio à análise e
interpretação dos ciclos sedimentares e dos processos atuantes na sua formação.
304
CAPÍTULO 7
Conclusões e Recomendações
305
Capítulo 7. Conclusões e Recomendações
7.1. Conclusões
Este trabalho foi desenvolvido visando a aplicação da tafonomia dos
invertebrados enquanto ferramenta de análise estratigráfica e paleoecológica e no
entendimento do ambiente deposicional que foi cenário de deposição das rochas
sedimentares aflorantes na plataforma sul da Bacia do Amazonas durante o
Eomesopensilvaniano.
Os fundamentos teóricos, a aplicação e as limitações de cada
ferramenta foram discutidos nos capítulos correspondentes e seus resultados,
integrados ao longo do desenvolvimento do texto. Nesse capítulo, são resgatadas as
contribuições de cada ferramenta e suas aplicações na definição das tafofácies tipo,
dos modelos paleoecológicos regionais e na contextualização do modelo de
associação de tafofácies de alta freqüência apresentado para o contexto de
plataforma carbonática intracratônica representado pelos depósitos da seção
estudada.
1. A partir da integração dos dados obtidos pelas análises de fácies e tafonomia dos
invertebrados foram definidas seis tafofácies tipo para o contexto de plataforma
carbonática intracratônica estudado, reunindo informações acerca da composição
faunística, faciologia e do grau de preservação dos elementos bioclásticos.
2. A partir das tafofácies tipo definidas foram desenvolvidos modelos
paleoecológicos regionais, expressos sob a forma de bloco-diagramas,
caracterizando a distribuição dos parâmetros ambientais, a composição das
associações faunísticas e a distribuição e amplitude dos processos tafonômicos
atuantes na geração da assinatura tafonômica dos elementos bioclásticos através dos
contextos ambientais de supramaré a intermaré inferior/inframaré pertinentes ao
ambiente deposicional estudado.
3. A partir da integração dos dados obtidos pelas ferramentas faciológicas,
tafonômicas e isotópicas utilizadas, foi definido o modelo de associação de
tafofácies de alta freqüência apresentado para a seção do Eomesopensilvaniano
aflorante na borda sul da Bacia do Amazonas, composto por cinco seqüências
tafonômicas:
306
a. A associação de tafofácies de ravinamento é composta por packstones e
wackestones da tafofácies V, bioturbados por Thalassinoides sp. em associação com
fácies de laminitos microbiais da tafofácies I e apresenta correlação com os
deslocamentos negativos da curva de d
18
O, caracterizando a diluição da salmoura,
decorrente da inundação marinha.
b. A associação de tafofácies transgressiva sobrepõe-se à associação de tafofácies
de ravinamento nos ciclos/parasseqüências de alta freqüência e é composta por
horizontes carbonáticos das tafofácies II, III, IV e V, gradativamente mais profundas
até a associação de tafofácies de máximo afogamento. É representada por
assinaturas de d
18
O homogêneas, dentro da média ou gradualmente mais negativas,
que correlacionam-se com a crescente diluição da salmoura, e tendências positivas
do d
13
C, reflexo da retirada do carbono leve (
12
C) do meio, em função do aumento da
produtividade orgânica associada ao estabelecimento de condições marinhas abertas.
c. A associação de tafofácies de máximo afogamento é composta por horizontes de
wackestones bioclásticos da tafofácies VI associados a packstones bioclásticos a
equinodermas, da tafofácies III e packstones bioclásticos a braquiópodes, da
tafofácies V.
d. A associação de tafofácies de mar alto é composta por horizontes carbonáticos
das tafofácies II, III, IV e V, gradativamente mais proximais, evidenciando a queda
relativa do nível do mar.
e. A associação de tafofácies de mar baixo caracteriza deposição em contextos
ambientais restritos, correspondendo a tafofácies II, associada a tafofácies I e
apresentando assinaturas isotópicas de d
18
O e d
13
C negativas, refletindo a influência
da diagênese meteórica. Nos ciclos/parasseqüências de alta freqüência onde não se
observa sobreposição da diagênese meterórica, a assinatura da curva de d
13
C é
negativa e a curva de d
18
O apresenta deslocamentos positivos, refletindo a condição
do contexto deposicional de restrição e hipersalinidade. A associação de tafofácies
de mar baixo se desenvolve até a superfície de máximo raseamento dos
ciclos/parasseqüências de alta freqüência, que é comumente representada por fácies
de Sabkha restrito, em períodos climáticos favoráveis a deposição de evaporitos. Nos
períodos climáticos úmidos, a superfície de máximo raseamento associa-se a fácies
siliciclásticas de origem flúvio-deltáica.
307
7.2. Considerações finais
As conclusões obtidas nesta tese dizem respeito as particularidades do
ambiente que caracterizou o cenário de deposição das rochas da seção estudada, onde
as variações na lâmina d’água, expressas pelos ciclos/parasseqüências de alta
freqüência definidos, são prontamente discerníveis pela aplicação das ferramentas
utilizadas.
Portanto, as tafofácies tipo, os modelos paleoecológicos regionais, e o
modelo de associação de tafofácies de alta freqüência apresentados para a seção do
Eomesopensilvaniano, aflorante na borda sul da Bacia do Amazonas, se mostram
exclusivos na caracterização deste cenário de bacia intracratônica influenciado pelas
variações climáticas de alta freqüência, uma vez que as particularidades observadas
nas associações de litofácies, biofácies, tafofácies e assinaturas isotópicas refletem as
condições deposicionais pertinentes ao contexto regional estudado, diferindo dos
elementos observados nos depósitos contemporâneos de contextos intracratônicos
análogos ao estudado, em diferentes bacias sedimentares no mundo.
Assim, a tafonomia dos invertebrados, suportada pela análise das
fácies sedimentares e dos isótopos estáveis, atende as finalidades preconizadas no
presente trabalho, expondo seu potencial enquanto ferramenta de análise
estratigráfica e paleocológica na seção pensilvaniana aflorante da plataforma sul da
Bacia do Amazonas.
308
7.3. Recomendações
São duas as maiores limitações observadas na aplicação das
ferramentas utilizadas:
Com relação ao desconhecimento da duração do intervalo de tempo
representado pela seção estudada e à organização hierárquica dos ciclos/seqüências
deposicionais, recomenda-se a exploração de seções que permitam a correlação
lateral dos estratos geneticamente relacionados, favorecendo a definição de suas
durações, o que pode ser obtido através da análise e correlação da seção aflorante
com testemunhos de sondagem.
No que diz respeito à escassez de horizontes que possibilitem a coleta
tafonomicamente orientada de macrofósseis, visando o desenvolvimento dos estudos
tafonômicos, recomenda-se um maior esforço na tentativa de explorar horizontes
inacessíveis para a obtenção de dados em campo e amostragem em macroescala.
309
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310
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87
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86
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334
Anexos
335
Anexo 1
Anexo 1. Camada secundária da carapaça de um braquiópode da espécie
Rhipidomella peniana. Gráfico com os picos dos principais elementos químicos
presentes na amostra e tabela com os valores correspondentes. Amostra P1 C22/23.
336
Anexo 2
Anexo 2.a. Análise de Difração de raios x em amostra de rocha total, com os picos
dos principais elementos químicos presentes. Amostra P1. 840 C16.
337
Anexo 2.b. Análise de Difração de raios x em amostra de rocha total, com os picos
dos principais elementos químicos presentes. Amostra P3 C17.
338
Anexo 3
Identificação
Óx.
Fe III
(%)
ox.Mn
II
I (%)
ox.
Titânio
IV (%)
ox.
Ca
(%)
ox.
K
(%)
ox. Al
(%)
ox. Si
(%)
ox. P
V (%)
ox.
Mg
(%)
ox. Na
(%)
ox. Ba
(%)
TV0 2,48 0,18 0,28 27,41
2,3 5,57 44,93
0,11 16,23
0,49 < 0,16
TV3 3,71 0,04 0,84 0,46 6,81
17,57
68,1 0,18 2,08 0,14 < 0,16
TV4 3,49 0,23 0,06 45,4 0,84
1,24 30,56
0,09 17,75
0,34 < 0,16
TV5 3,01 0,2 0,14 50,26
1,34
2,83 13,66
0,11 28,19
0,26 < 0,16
FTCX
S/CICLO MX
3,31 0,07 0,32 49,07
2,15
6,35 25 0,09 13,45
0,18 < 0,16
TCX3 3,89 0,24 0,05 59,85
0,67
1,07 15,68
0,07 17,58
0,9 < 0,16
TCX3.1.1 5,4 0,17 0,12 69,48
1,23
2,4 16,2 0,18 4,91 <0.05
< 0,16
TV7 2,34 0,09 0,09 74,06
1,24
2,1 10,28
0,18 9,06 0,56 < 0,16
TCX3.1 2,18 0,09 0,08 86,21
1 1,8 7 0,08 1,27 0,3 < 0,16
TCX3.3 0,92 0,06 0,05 90,36
0,83
1,16 4,94 0,06 1,14 0,46 < 0,16
TV9 1,78 0,07 0,06 84,32
0,94
1,6 6,92 0,09 3,77 0,46 < 0,16
TCX3.5 2,72 0,1 0,39 57,95
3,2 7,13 25,58
0,22 1,77 0,9 < 0,16
TV12 2,94 0,19 0,05 64,71
0,7 1,2 7,97 0,08 22,16
<0.05
< 0,16
P1C1 1,22 0,03 0,11 72,76
0,68
1,47 11,69
0,06 11,72
0,25 < 0,16
P1C16 2 0,02 0,24 62,68
1,38
3,69 23,07
0,11 6,73 0,07 < 0,16
P1C22 3,9 0,04 0,7 19,56
4,3 12,49
45,45
0,16 13,28
0,11 < 0,16
FP1C22/23
RC spirifer v.
avulsa
2,38 0,04 0,39 58,02
2,67
7,32 26,38
0,33 2,26 0,18 < 0,16
FP1C22/23
RC2 3,03 0,04 0,42 45,47
2,38
7,66 30,26
0,1 10,5 0,13 < 0,16
P1C30 1,16 0,03 0,1 84,33
0,89
2 9,31 0,25 1,04 0,9 < 0,16
P1C31 0,94 0,03 0,12 71,76
0,79
2,5 22,51
0,26 1,01 0,08 < 0,16
FP1C31 RC
não
identificado
0,57 0,02 0,08 85,49
0,74
1,7 9,64 0,23 1,07 0,45 < 0,16
B14.14 5,52 0,05 0,88 9,18 5,15
14,74
58,16
0,15 4,84 1,23 < 0,16
B14.15 0,7 0,03 0,07 87,08
0,48
0,89 9,49 0,08 1,11 0,08 < 0,16
B14.74 1,71 0,02 0,39 58,2 2,37
7,06 28,21
0,1 1,42 0,51 < 0,16
P2C3/6 0,44 0,02 0,07 88,69
0,6 1,03 7,09 0,1 0,99 0,99 < 0,16
P2C25 1,75 0,02 0,02 92,1 0,34
0,27 4,04 0,09 0,82 0,56 < 0,16
FP2C26 1
RC duartea
valva avulsa
1,68 0,05 0,02 84,99
0,32
0,2 10,99
0,06 0,65 0,87 < 0,16
FP2C26 3RC
productus 0,62 0,08 0,04 92,24
0,34
0,67 5,17 0,03 0,9 <0.05
< 0,16
FP2C34/36 1
RC productus
frag
0,16 <0.01
<0.01 98,08
0,18
<0.1 0,88 0,05 0,51 0,44 < 0,16
FP2C34/36
2RC
productus
situ 0,79 0,05 0,08 88,39
0,6 1,14 7,61 0,11 1,04 0,22 < 0,16
FP2C34/36 3
RC productus
intacto
0,29 <0.01
<0.01 97,61
0,21
<0.1 1,22 0,07 0,54 0,25 < 0,16
P2C34 0,63 <0.01
0,03 93,83
0,37
0,44 3,61 0,07 0,58 0,45 < 0,16
P2C46 2,61 0,05 0,42 59,26
1,87
6,24 27,63
0,12 1,26 0,54 < 0,16
339
Identificação
Óx.
Fe III
(%)
ox.Mn
II
I (%)
ox.
Titânio
IV (%)
ox.
Ca
(%)
ox.
K
(%)
ox. Al
(%)
ox. Si
(%)
ox. P
V (%)
ox.
Mg
(%)
ox. Na
(%)
ox. Ba
(%)
P2C53 3,5 0,04 0,44 46,22
2,88
10,14
34,81
0,12 1,8 <0.05
< 0,16
P2C54 2,12 0,04 0,3 64,85
1,73
5,23 23,64
0,17 1,44 0,49 < 0,16
P2C57 3,29 0,1 0,04 85,99
0,54
0,95 7,79 0,08 0,74 <0.05
0,42
P3C1 1,2 <0.01
0,12 0,71 1,29
2,68 93,32
0,04 0,36 0,26 < 0,16
P3C12 1 0,02 0,19 5,35 1,84
4,48 86,22
0,05 0,55 0,27 < 0,16
P3C14 5,5 0,01 0,63 5,47 3,28
9,72 73,72
0,05 1,13 0,46 < 0,16
FP3C14 RC
productus
1,32 0,05 0,12 83,01
0,88
2,37 10,85
0,12 1,19 0,08 < 0,16
FP3.C15. RC
productus 0,71 0,05 0,07 89,62
0,56
1,15 6,61 0,1 1,07 0,06 < 0,16
P3C16 3,06 0,08 0,44 51,68
2,66
7,69 30,73
0,1 3,14 0,41 < 0,16
P3C17 6,48 0,03 0,81 0,66 5,98
20,14
61,67
0,12 3,93 0,16 < 0,16
P3C18 3,43 0,12 0,24 41,12
2,07
6,29 22,31
0,18 23,33
0,9 < 0,16
P3C19 2,34 0,07 0,24 63,61
1,47
4,27 26,52
0,12 1,22 0,13 < 0,16
FP3.C19. RC
fóssil ni 2,29 0,09 0,17 72,21
1,15
3,28 19,5 0,1 1,13 0,08 < 0,16
P3C20 2,65 0,08 0,11 82,78
0,72
1,7 10,57
0,13 1,06 0,21 < 0,16
P3 TOPO 0,54 0,08 0,02 95,67
0,32
0,28 2,12 0,05 0,88 <0.05
< 0,16
Anexo 3.a. Resultados das análises de fluorescência de raios x realizadas nas
amostras de rocha total da Região do Tapajós, Bacia do Amazonas.
340
Identificação
Profundidade
(m)
Fe
(%)
Ca
(%)
K
(%)
Al
(%)
Si
(%)
P
(%)
Mg
(%)
Cl
(%)
S
(%)
FTCX S/CICLO
RC 6,45 2 31 2,3 4,3 15 9,2 1,4
FTCX Spirifer 1
spirifer valva
avulsa
6,45 69 36 0,8 1,7
FTCX Spirifer 2
spirifer articulado 6,45 66 26 0,9
FTCX Spirifer 3
spirifer
parcialmente
fragmentado
6,45 67 20 0,7 1
FTCX fóssil 6,45 0,9 56 0,8 17 1,8 1,4 1,2
FP1 C22/23 MX
Riphidomella
articulada
28,95 2 30 2,8 5,5 18 8,4
FP1C22/23
Spirifer 1.2
valva 28,95 0,6 90 0,6 4,7 2,3 1,1
FP1C22/23
Spirifer 2.2
articulado
28,95 26 0,6 8,9 2
FP1C22/23 fóssil
3.2 28,95 1,5 61 0,6 2,5 2,3
FP1C22/23
Rhipidomella 1
articulada
28,95 0,8 36 1,1 39 1
FP1 C22/23
Rhipidomella 2
articulada
28,45 87 2,2 1,5
FP1C22/23
Rhipidomella 3
valva 28,95 30 69 0,5
FP1C22/23
Rhipidomella 4
valva
28,95 0,6 39 35 0,6
FP1C22/23
Spirifer 1 valva 28,95 0,6 65 0,6 1 34 1,5
Anexo 3.b. Resultados das análises de Fluorescência de raios x pelo método semi-
quantitativo* realizadas nas amostras de braquiópodes da Região do Tapajós, Bacia
do Amazonas. (* Metodologia alternativa para amostras com escassa quantidade de
material disponível para preparação, onde os resultados obtidos são melhor
adequados à avaliação qualitativa das amostras).
341
Anexo 4
Anexo 4. Fluxograma com a metodologia de preparação das amostras para análises
isotópicas de d
18
O e d
13
C.
342
Anexo 5
Amostra Prof (m)
d
18
O d
13
C
P3.C20 RT 7660
-4,420
3,960
P3.C19 RT 7445
-4,930
0,680
P3.C18 RT 7390
-3,040
2,170
P3.C16 RT 7267
-0,200
3,700
P3.C16 RT 7266
-0,460
3,910
P3.C16 RT 7265
-0,330
3,810
FP3.C15 Productus art. 7103
-3,140
1,690
FP3.C15 Productus valva 7101
-3,310
3,830
FP3.C14 Productus 6951
-2,060
4,130
P2C57 P2.1660 RT 5999
-5,570
1,990
P2-1660 5997
-5,758
3,289
S-121 5921
-5,352
3,284
S-120 5882
-6,365
3,525
P2C54 P21520 RT 5860
-4,91
3,17
P2/1520 5856
-6,646
3,435
S-119 5848
-6,213
3,455
S-118 5798
-5,863
2,773
P2C53 P2.1400 RT 5750
-4,270
2,870
S-117 5749
-5,793
3,252
S-116 5707
-5,801
3,158
S-115 5667
-5,045
3,315
S-114 5634
-4,950
3,157
S-113 5605
-4,913
3,135
S-112 5573
-4,886
3,252
S-111 5538
-5,477
3,454
S-110 5527
-6,450
2,909
S-109 5497
-5,822
3,423
P2/1150 5484
-5,484
2,643
S-108 5477
-5,680
2,400
S-107 5460
-7,629
2,671
P2/1125 5458
-6,527
3,102
P2C46 P2.1120 S106 RT 5456
-5,86
2,1
S-106 5442
-6,063
3,090
S-105 5418
-6,246
3,409
P2/1070 5405
-5,140
2,992
S-104 5402
-5,721
3,359
P2/1050 5385
-6,862
3,628
S-103 5387
-6,630
3,402
S-102 5377
-6,137
3,016
C23C 5375
-5,674
1,213
C23B 5338
-5,504
1,260
C23A 5302
-5,449
0,549
C22A 5196
-7,058
1,397
P2/860 5194
-5,942
2,569
S-97 5190
-5,907
2,995
S-96 5169
-5,982
3,080
S-95 5149
-5,116
3,711
S-94 5125
-5,739
3,232
343
S-93 5095
-4,920
3,919
S-92 5062
-5,203
4,094
C37/38 5045
-5,426
1,931
P2/701 5035
-5,126
4,043
S-91 5033
-5,286
4,153
S-90 5005
-4,996
4,196
S-89 4980
-5,036
4,196
S-88 4955
-5,365
4,156
FP2C34/36.3 P2.600
productus articulado 4944
-3,880
3,830
FP2C34/36.3 P2.600 RC
productus articulado
4942
-4,78
3,16
FP2C34/36.2 P2.600
productus in situ 4940
-4,230
4,360
FP2C34/36.2 P2.600 RC
productus in situ 4938
-4,3
4,54
FP2C34/36.1 P2.600 RC
productus fragmento 4936
-4,91
4,08
P2C34/36 P2.600 S87 RT 4934
-6,540
2,760
S-87 4933
-5,107
3,277
S-86 4917
-5,237
3,215
S-85 4896
-5,463
3,983
S-84 4872
-5,361
3,858
S-83 4847
-5,545
3,953
P2-510 4843
-5,277
4,228
S-82 4822
-5,620
3,730
S-81 4804
-5,398
3,717
S-80 4789
-5,615
3,652
S-79 4777
-5,463
3,620
FP2C26.3 P2.430 S78 RC
productus 4771
-5,180
3,310
FP2C26.2 P2.430 S78
duartea articulada 4770
-4,960
3,790
FP2C26.2 P2.430 S78 RC
duartea articulada 4769
-5,850
3,920
FP2C26.1 P2.430 S78 RC
duartea avulsa 4767
-6,260
3,730
S-78 4765
-5,180
3,189
S-77 4751
-6,186
3,380
P2C25 P2415 RT 4721
-6,540
2,760
S-76 4719
-5,712
3,271
S-75 4708
-5,791
2,972
S-74 4693
-5,015
3,696
S-73 4684
-5,409
3,156
S-72 4675
-5,828
3,013
S-71 4667
-6,017
3,334
S-70 4655
-5,587
3,040
S-69 4632
-5,533
3,162
S-68 4616
-5,557
3,219
S-67 4602
-5,329
3,068
S-66 4587
-5,316
2,912
S-65 4568
-5,389
3,211
S-64 4550
-5,130
3,587
S-63 4537
-5,305
3,398
S-62 4523
-4,908
3,590
S-61 4508
-4,625
3,366
S-60 4488
-5,019
2,837
S-59 4467
-4,504
2,668
344
S-58 4453
-4,836
2,917
S-57 4435
-3,729
3,320
P2C3/6 P2.71 S-56 RT 4424
-2,730
3,800
S-56 4422
-3,803
3,858
S-55A 4404
-3,845
3,644
S-55 4397
-2,968
3,788
S-54 4388
-4,343
3,165
P2-40 4370
-3,991
4,014
S-53 4360
-5,457
3,626
S-52 4352
-5,632
3,465
S-51 4343
-6,786
3,315
SURF 4338
-6,632
3,601
12>74 RT B14.74 4320
-4,700
2,770
12>74 4319
-5,152
2,111
12>96 4298
-7,009
3,266
11>15 RT B14.15 4276
-6,860
3,580
11>15 4275
-6,931
3,545
11>45 RT B14.45 4246
-4,880
2,310
11>45 4245
-7,103
2,536
11>60 4192
-6,843
1,394
11>90 4162
-4,909
1,971
10>30 4048
-6,535
1,809
9>18 3855
-0,225
3,960
9>60 3727
-7,700
0,501
9>76 3706
-5,245
1,644
9>78 3704
-5,315
2,212
FP1.C31 fóssil NI 3690
-1,700
3,690
FP1C31 9>95 fóssil NI 3689
-3,160
2,090
P1C31 9>95 RT 3687
-5,148
2,283
P1C30 - P1.1035 9>15 RT 3668
-3,477
2,292
8>71 3608
-5,014
2,681
7>46 3554
-4,474
2,379
P1-1450 3545
-5,501
2,523
P1-1380 3474
-3,851
2,335
S-48 3470
-6,697
1,629
P1-1360 3454
-6,421
1,044
S-47 3349
-6,393
1,553
S-46 3288
-5,427
2,541
S-45 3263
-5,588
2,397
FP1C22/23 Spirifer 2
articulado 3156
-2,340
3,360
FP1C22/23 Spirifer 1 valva 3154
-2,010
3,350
FP1C22/23 Rhipidomella 4
valva 3152
-4,070
2,840
FP1C22/23 Rhipidomella 3
valva 3150
-3,710
3,260
FP1 C22/23 Rhipidomella 2
articulada 3149
-1,510
3,540
FP1C22/23 Rhipidomella 1
articulada
3147
-3,310
2,930
FP1 C22/23 MX
Rhipidomella articulada 3142
-4,300
1,210
FP1 C22/23 RC Spirifer
valva 3140
-2,030
2,360
P1 C22/23 S-41 RT 3138
0,420
4,490
S-38 3054
-4,595
2,747
345
S-37 3047
-6,010
2,796
S-36 2994
-4,781
3,275
S-35 2978
-4,001
3,705
P1-880 2975
-4,758
3,900
P1-855 2950
-5,743
3,285
S-34 2845
-4,827
3,792
P1C16 - P1.840 RT 2938
-4,160
4,090
P1-840 2936
-4,975
3,294
S-33 2924
-5,421
3,079
S-32 2910
-5,274
3,571
P1-800 2895
-5,239
3,515
P1-780 2875
-5,745
2,823
S-31 2865
-5,098
3,610
P1-750 2845
-5,475
3,145
S-30 2838
-5,771
2,891
S-29 2815
-5,355
2,935
S-28 2794
-5,309
3,658
P1-690 2785
-5,509
2,926
S-27 2770
-5,426
3,531
P1-662 2757
-4,989
3,604
P1-660 2755
-5,396
3,139
S-26A 2750
-5,346
3,080
S-26 2737
-5,614
3,057
S-25 2714
-5,745
3,177
S-24 2692
-5,009
3,841
P1-585 2679
-5,819
2,941
S-23 2658
-5,484
3,756
P1-549 2643
-6,350
2,926
S-22 2634
-5,344
3,357
P1-531A 2626
-6,007
3,200
S-21 2612
-5,235
3,582
P-517 2611
-6,479
3,296
P-510 2604
-5,744
3,040
S-20 2603
-5,539
3,129
P1-502 2595
-5,529
3,344
P1-490 2583
-5,785
2,799
P1-485 2578
-5,591
3,246
P1-478 2572
-5,794
3,248
S-19 2564
-5,744
3,346
P1-466 2560
-5,865
3,449
P1-454 2548
-5,796
3,236
P1-442 2535
-5,462
2,769
S-18 2530
-4,815
2,994
P1-430 2523
-5,784
3,037
S-17 2516
-5,103
3,004
P1-412 2506
-4,917
2,666
S-16 2488
-5,209
2,353
P1-385 2478
-4,854
3,032
S-15 2471
-5,447
2,915
S-14 2446
-4,150
2,707
S-13 2432
-6,176
2,251
S-12 2392
-6,218
2,115
346
S-11 2364
-6,175
2,597
S-10 2332
-6,011
2,008
S-9 2300
-5,599
2,759
S-8 2277
-5,827
2,133
S-7 2260
-5,824
1,956
S-6 2212
-3,864
3,207
S-4 2150
-6,201
2,730
P1-40 2135
-3,086
4,119
S-3 2128
-6,563
2,412
S-2 2115
-5,874
2,709
P1C1 - P1.10 RT 2100
-5,040
4,140
PTO-12 1792
-0,286
2,827
P-08 1478
-4,807
-4,160
TCX.3.5 RT 775
-3,780
1,600
TCX.3.3 RT 748
-5,920
0,580
TCX.3.3 RT 746
-5,670
0,380
TCX.3.3 RT 744
-5,570
0,760
TCX 3.1 RT 725
-5,780
-5,250
TCX 3.1 RT 725
-5,100
0,990
TCX.3.1.1 RT 650
-5,740
-3,560
TCX.3.1.1 RT 650
-5,990
-3,360
TCX.3.1.1 RT 650
-5,870
-3,460
FTCX S/CICLO RC 508
-4,670
0,690
FTCX S/CICLO MX Spirifer
articulado 507
-4,200
0,770
FTCX S/CICLO MX 506
-3,720
0,84
Anexo 5. Relação das amostras analisadas isotopicamente e resultados obtidos. As
células em verde referem-se a amostras obtidas para este estudo, as demais
correspondem aos dados compilados. (RT = rocha total, RC = rocha circundante).
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