6

SILURIANO

A seqüência mais antiga da Bacia sedimentardo Parnaíba corresponde à unidade estratigráficadenominada Grupo Serra Grande, composta de ro-chas clásticas. Em superfície apresenta grandesexposições, formando serras e chapadas, nas bor-das nordeste e leste da bacia.

6.1 Histórico

O termo “Série Serra Grande” foi proposto porSmall (1914) para englobar arenitos, conglomera-dos e calcários da borda oriental da bacia. Esteconceito foi revisto por Kegel (1953), que redefiniua Formação Serra Grande, excluindo os calcáriosdobrados do embasamento, que ocorrem sotopos-tos e em discordância angular com os arenitos.

A espessa seção sedimentar foi elevada à cate-goria de Grupo Serra Grande por Carozzi et al.(1975). A unidade de base, composta por arenitosgrossos, foi denominada Formação Mirador, e suaidade estabelecida no Landoveriano (Siluriano Su-perior). A unidade média, estabelecida por Rodri-gues (1967) como Formação Tianguá, foi confirma-da e colocada também no Landoveriano. É com-posta por folhelhos, siltitos e arenitos finos, com es-cassa associação palinológica. Para a seqüênciasuperior, com arenitos grossos, muito grossos econglomerados, que ocorrem a leste, nas escarpas

da Serra Grande, aplicaram a denominação de For-mação Jaicós, proposta por Plummer (apud Plum-mer et al., 1948).

Este esquema foi modificado por Caputo & Lima(1984), que propuseram, de acordo com o Códigode Nomenclatura Estratigráfica, o termo FormaçãoIpu (substituindo o nome Mirador) e mantiveram asformações Tianguá e Jaicós.

6.2 Área de Ocorrência

As áreas de maior ocorrência e espessura, emsuperfície, estão situadas nos flancos nordeste,leste e sudeste da bacia. Nestas regiões, os atuaislimites da bacia são bem marcados pelo pacote dearenitos, formando chapadas, com terminaçãoabrupta, “cuestiforme”.

Caputo & Lima (1984) indicam, pelo mapa deisópacas do grupo, que no Siluriano o depocentroda bacia era situado a leste/nordeste, próximo à ci-dade de Ipu. De acordo com Lima & Leite (1978),era a região de maior subsidência do sistema deblocos associados ao Lineamento Sobral-Pedro II,de direção nordeste. As maiores espessuras estãosituadas a nordeste, com adelgaçamento para su-deste e sul. De acordo com Kegel (1953) preen-chem as irregularidades do embasamento sobre oqual os sedimentos se depositaram.

Paleontologia das Bacias do Parnaíba, Grajaú e São Luís

– 40 –

As espessuras máximas, em subsuperfície, são:350 metros na Formação Ipu, 200 metros na Forma-ção Tianguá e 360 metros na Formação Jaicós(Góes & Feijó, 1994).

6.3 Geocronologia e Idade

Os sedimentos marinhos que forneceram os mi-crofósseis para datação ocorrem em subsuperfíciee foram obtidos e estudados em pesquisas realiza-das pela PETROBRAS. A idade siluriana foi forneci-da no trabalho pioneiro de Müller (1962), e mantidapor uma série de divulgações (Brito & Santos, 1965;Brito, 1966, 1967b, 1969, 1971, 1976).

Daemon (1976) registrou para o membro mé-dio do que denominou como Formação SerraGrande, litologias ricas em microfósseis mari-nhos, como quitinozoários, acritarcas e algasTasmanites, que documentavam a presença daépoca Landoveriano.

Quadros (1982) atribuiu aos quitinozoários eacritarcas uma distribuição bioestratigráfica nointervalo basal do Devoniano Inferior – Gediniano(= Lokoviano).

As datações do Siluriano foram restabelecidaspor Caputo & Lima (1984), que realizaramestudos palinológicos na Formação Tian-guá. Apresentando uma detalhada listade microfósseis – quitinozoários, acritar-cas e miósporos, comparáveis àqueles debacias silurianas da África, Europa eAmérica do Norte.

Por relações estratigráficas, colocam aunidade de base, Formação Ipu, afossilífera,no topo do Ordoviciano e início do Siluriano.É correlacionada pelos diamictitos queocorrem na borda oeste com os tilitos dotopo da Formação Nhamundá, da Bacia doAmazonas. É sobreposta, concordante-mente, pela Formação Tianguá.

A Formação Jaicós, do topo, concordan-te com a Formação Tianguá, jaz discordan-temente sob a Formação Itaim. Grahn(1992) identificou microfósseis na Forma-ção Jaicós que indicam uma sedimentaçãodo Siluriano e Devoniano (Lockoviano eEmsiano).

Em revisão interna da PETROBRAS, Meloet al. (1992, apud Góes & Feijó, 1994) res-tringem o Grupo Serra Grande ao Siluriano,atribuindo às épocas Landoveriano, Ven-lockiano, Ludloviano e Pridoliano.

6.4 Sedimentação

Os ciclos sedimentares são diferenciados peloinício de um ciclo continental fluvial, sobreposto porum ciclo marinho e terminando por um ciclo conti-nental fluvial (Caputo & Lima, 1984).

Os ambientes de deposição foram estudadosnas exposições da borda leste da bacia (Santos etal., 1994), na serra de Ibiapaba (Formação Tian-guá), em Jaicós (Formação Jaicós) e na serra daCapivara (Formação Ipu).

No município de São Raimundo Nonato, as ro-chas da Formação Ipu são arenitos e arenitos con-glomeráticos com matriz arenosa e conglomera-dos. Foram depositados em depressões do emba-samento composto de xisto e calcários. Formam aserra da Capivara, que exibe escarpas e paredõesdecorrentes da erosão. Os arenitos conglomerá-ticos brancos a creme e maciços apresentam es-tratificação cruzada acanalada ou festonada. Osclastos são mal selecionados, imbricados e, por ve-zes, sem matriz (Figura 6.1). Os arenitos de grânu-los mais grossos, com geometria de depósitos resi-duais de canal, cortam abruptamente arenitos comgranulometria fina, indicativa de fácies de barra decanal (Figura 6.2). As medidas de paleocorrente in-

Siluriano

– 41 –

Figura 6.1 – Formação Ipu. Estratificação cruzada acanalada.Sítio Perna 1. Parque Nacional da Serra da Capivara, Piauí.

dicam direções para norte e para oeste. A exposi-ção das estruturas sedimentares nos paredões do-cumentam vários ciclos de alta energia, em um sis-tema de leques aluviais.

Em afloramentos entre São Raimundo Nonato eSão João do Piauí, ocorrem, na base da FormaçãoIpu, diamictitos com matriz rosa e seixos pequenosde xisto, quartzo e granito, com paleocorrentes ori-entadas para norte. Os depósitos sedimentarespara esta associação foram interpretados como le-ques glaciais (Caputo & Lima, 1984).

A erosão diferencial nestes ciclos deposicionaispropiciou um abrigo natural para os antigos ho-mens que habitaram a região. Os arenitos maisgrossos, de maior energia, provenientes de depó-sitos residuais de canal, foram mais resistentesaos agentes de erosão e mantiveram a forma origi-nal, projetados como chão e teto do abrigo (Figura6.3). Os sedimentos resultantes de deposição emmenor energia e, portanto, de granulometria maisfina, sofreram desgaste mais acentuado, e atual-mente são as reentrâncias naturais (Figura 6.4).Funcionaram como paredes dos abrigos, entre osbaixões, oferecendo um grande painel para as be-las pinturas rupestres que narram a presença desucessivos povoamentos dos antigos habitantesda região.

A parte média do Grupo Serra Grande corres-ponde à Formação Tianguá, composta de folhe-lhos, siltitos e arenitos finos. Os afloramentos locali-zados na serra de Ibiapaba, a nordeste da bacia,estão alçados acima de 100 metros da base da se-dimentação.

Dentro do Parque Nacional de Ubajara, municí-pio de Tianguá, ocorrem os arenitos em bancos ho-rizontais e estratificação cruzada espinha-de-peixe(Figura 6.5). São interpretados como deposição emambiente marinho raso, sob ação de ondas. Os are-nitos capeiam e preservam os calcários epimeta-mórficos do embasamento (Figura 6.6), que mos-tram, nas encostas, morfologia de dolinas. As ca-vernas que pertencem ao Parque Nacional de Uba-jara se formaram por dissolução dos calcários.

A Formação Jaicós apresenta arenitos e conglo-merados que formam a Serra Grande situada a les-te da Bacia. Apresentam grandes exposições, emafloramentos próximos à cidade de Jaicós. Os are-nitos são de cor cinza esbranquiçada, com granu-lometria de médios, grossos, muito grossos e grâ-nulos, com matriz arenosa e arenitos conglomeráti-cos com matriz suportada por seixos de até 3cm.As estratificações cruzadas são tabulares, acana-ladas e festonadas. As medidas de paleocorrente

dão direção noroeste e norte/noroeste. Os depósi-tos residuais de canal apresentam níveis de seixosna base. Correspondem a sistemas de leques alu-viais.

6.5 Fósseis

Os microfósseis foram identificados por Müller(1962). A descrição sistemática e as ilustrações fo-ram apresentadas por Brito & Santos (1965), Brito(1966, 1967b, 1969, 1971) e Daemon (1976).

Os fósseis foram atribuídos ao Devoniano Inferior-Gediniano, considerando a ausência de graptólitos(Quadros,1982). É o único trabalho que apresentadescrição sistemática e ilustra as formas de micro-fósseis (Figura 6.7):

Tendo em vista possíveis revisões, reproduzi-mos nas legendas das figuras do Siluriano (Figura6.7) e do Devoniano (Figura 7.5), as citações origi-nais do autor.

Caputo & Lima (1984) reafirmaram a datação doSiluriano, assinalando maior número de espéciesde quitinozóarios e acritarcas, correlacionando es-tes sedimentos aos da Formação Pitinga, da Baciado Amazonas. Registraram, na Formação Tianguá,a presença do graptólito Monograptus, que refor-çava a datação como Siluriano, estudado por Cruz& Sommer (1985).

Grahn (1992) ampliou o conhecimento sobre osmicrofósseis do Grupo Serra Grande. Reafirmou aidade siluriana da Formação Tianguá, identificandoo graptólito Climacograptus cf. scalaris. Na parte su-perior da Formação Ipu, cita a ocorrência de Spina-chitina erichseni, identificada como espécie comumcom as fácies laterais da Formação Tianguá.

6.6 Deriva/Clima/Bioeventos/AntigosEcossistemas

As seqüências sedimentares do Grupo SerraGrande são correlacionadas com unidades estrati-gráficas sincrônicas das que ocorrem na África eAmérica do Sul. São evidências que comprovam aunião pretérita no supercontinente Gondwana e asmudanças sofridas neste arranjo ao longo da deriva.

Os sedimentos da unidade basal, Formação Ipu,são considerados por Caputo & Crowell (1985)como depósitos glaciogênicos retrabalhados porcurso de transbordamento periglacial. Os seixos ecascalhos seriam transportados por fluxos de altaenergia, quando blocos erráticos se deslocavamde frentes de geleiras para uma planície de inunda-ção.

Paleontologia das Bacias do Parnaíba, Grajaú e São Luís

– 42 –

Siluriano

– 43 –

Figura 6.2 – Formação Ipu. Geometria de depósitos residuais de canal, cortando depósitos de barra de canal.Sítio Perna 2. Parque Nacional da Serra da Capivara, Piauí.

Figura 6.3 – Formação Ipu. Depósitos residuais de canal,resistentes à erosão, e depósitos de barra de canal,

formando as reentrâncias. Sítio da Toca do Paraguaio.Parque Nacional da Serra da Capivara, Piauí.

Figura 6.4 – Formação Ipu. Desenhoesquemático da Toca do Paraguaio.

Parque Nacional da Serra daCapivara, Piauí.

Paleontologia das Bacias do Parnaíba, Grajaú e São Luís

– 44 –

Figura 6.6 – Formação Tianguá - Arenitos com acamamento horizontal capeandocalcários epimetamórficos do embasamento, com dolinas. Serra de Ubajara,

Parque Nacional de Ubajara, Ceará.

Figua 6.5 – Formação Tianguá. Bancos horizontais com estratificações cruzadastipo “espinha-de-peixe”. Parque Nacional de Ubajara, Ceará.

Siluriano

– 45 –

Figura 6.7 – Microfósseis da Formação Tianguá (segundo Quadros, 1982).

ACRITARCAS5 - Baltisphaeridium sp.6 - Dactylofusa maranhensis Brito & Santos, 19657 - Leiofusa bersnega Cramer, 19648 - Leiofusa striatifera Cramer, 19649 - Micrhystridium stellatum Deflandre, 1942

10 - Veryhachium carminae Cramer, 196411 - Veryhachium trispinosum (Eisenack) Cramer, 1964

QUITINOZOÁRIOS1 - Ancyrochitina ancyrea Eisenack, 19552 - Conochitina dolosa Lanfeld, 19673 - Cyathochitina sp.4 - Desmochitina sp.

As correlações da Formação Ipu com a Forma-ção Nhamundá da Bacia do Amazonas foram es-tendidas por Caputo & Lima (1984) para as forma-ções de mesma idade e com litologia de caracterís-ticas glaciais que ocorrem na África. São perten-centes ao Grupo Tichit da Bacia de Taoudeni; asformações Asemkaw e Ajua da Bacia de Accra,Gana e a Série N’Khom do Gabão.

Segundo Caputo & Lima (1984) e Caputo &Crowell (1985) o centro de glaciação estavalocalizado no norte da África, no sul do Saara, nadireção do golfo da Guiné. No Siluriano Inferior, oscentros de glaciação migraram no supercontinentede Gondwana, do norte para o sul da África, e parasudoeste da América do Sul. Este afastamento doscentros glaciais provocou degelo e elevaçãoeustática do nível do mar.

A Formação Tianguá corresponde à primeiratransgressão marinha na Bacia do Parnaíba, comentrada do mar pelo oeste. As correlações no Brasilsão com a Formação Pitinga da Bacia do Amazo-nas e Formação Vila Maria da Bacia do Paraná. NaÁfrica do Norte é correlacionada com a FormaçãoImirhou, que são os folhelhos graptolíticos do Saaraargelino, e ao arenito Elmina da Bacia de Accra,Gana. Na África do Sul é correlacionada com a For-mação Pakhuis e os folhelhos Cedarberg, do GrupoTable Mountain (Caputo & Lima, 1984).

Os fósseis marinhos registrados são de hábito ne-rítico. Predominam os acritarcas e quitinozoários.Daemon (1976) registrou algas marinhas e espo-ros. Caputo & Lima (1984) e Grahn (1992) identifi-caram os hemicordados, graptólitos.

As afinidades biológicas dos acritarcas e quiti-nozoários são ainda motivo de indagações e pes-quisas. Os acritarcas estão entre os mais antigoseucariotas registrados em sedimentos marinhos ra-sos. São considerados como prováveis algasplanctônicas que se expandiram nos mares paleo-zóicos. Os quitinozóarios classicamente colocadosentre os protozoários, têm hoje a sua origem mono-filética contestada, podendo ser representantes devárias classes de metazoários, e não necessaria-mente formas planctônicas. Como metazoários po-

deriam pertencer à meiofauna, isto é à fauna mari-nha intersticial, que vive nos espaços dos grãos deareia, e assim estariam na cadeia alimentar bentô-nica (Cruz, 1994).

As ocorrências destes microfósseis são eventosbiológicos importantes, amplamente utilizados emBioestratigrafia, permitindo seguras correlaçõesentre bacias. São bioeventos regionais, como de-monstrado pelas correlações bioestratigráficas en-tre poços da Bacia do Parnaíba (Quadros, 1982), ena correlação entre esta e as bacias do Amazonase Paraná (Grahn, 1992).

Boucot (1974 e 1990a) diferenciou, no Siluriano,as comunidades bentônicas de províncias biogeo-gráficas do hemisfério norte e do hemisfériosul-Malvinocráfica. As faunas bentônicas da Pro-víncia Malvinocráfica são de águas frias com baixadiversidade. Ocorrem no Peru, Bolívia, Argentina,África do Sul e Bacia do Amazonas.

Na Bacia do Parnaíba situada na faixa da Provín-cia Malvinocráfica, entretanto, o ecossistema mari-nho do Siluriano era empobrecido, com microorga-nismos planctônicos, e raros graptólitos, sem regis-tros de faunas bentônicas.

Os processos biológicos foram controlados pelosfatores alocíclicos como a elevação do nível do marque propiciou o aparecimento de vida planctônica.Outros processos geológicos como as glaciações eas mudanças climáticas decorrentes das posiçõesdos continentes em deriva, devem ter influído nosbiótopos. A sedimentação fluvial de alta energia foium reflexo de mudanças climáticas e degelos du-rante as migrações de centros de glaciação, pelaÁfrica e América do Sul.

Na borda leste, o basculhamento de blocos, aolongo dos antigos lineamentos do embasamento,propiciou uma rede de captação da drenagem flu-vial para o interior da bacia. A granulometria gros-seira dos sedimentos poderia refletir erosão por fal-ta de cobertura vegetal no solo, quando as florasvasculares ainda não estavam desenvolvidas. Asdescargas de sedimentos grossos prejudicariam oestabelecimento de cadeias de vida bentônica (Fi-gura 6.8).

Paleontologia das Bacias do Parnaíba, Grajaú e São Luís

– 46 –

Siluriano

– 47 –

Figura 6.8 – Reconstituição do ambiente marinho e relações com os sistemas fluviais do Grupo Serra Grande.