Thiago Gonçalves Carelli -...
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UFRJ Rio de Janeiro 2010 Thiago Gonçalves Carelli CARACTERIZAÇÃO DE MICROFÁCIES SEDIMENTARES EM FOLHELHOS DA FORMAÇÃO PONTA GROSSA (DEVONIANO), NA BORDA LESTE DA BACIA DO PARANÁ Dissertação de Mestrado (Geologia)
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UFRJ Rio de Janeiro
2010
Thiago Gonçalves Carelli
CARACTERIZAÇÃO DE MICROFÁCIES SEDIMENTARES EM
FOLHELHOS DA FORMAÇÃO PONTA GROSSA (DEVONIANO), NA
BORDA LESTE DA BACIA DO PARANÁ
Dissertação de Mestrado (Geologia)
UFRJ
Rio de Janeiro Dezembro 2010
Thiago Gonçalves Carelli
Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro – UFRJ, como requisito necessário à obtenção do grau de Mestre em Ciências (Geologia).
Área de concentração:
Paleontologia e Estratigrafia
Orientador:
Leonardo Borghi
CARELLI, Thiago Gonçalves
Caracterização de microfácies sedimentares em
folhelhos da Formação Ponta Grossa (Devoniano), na
borda Leste da bacia do Paraná / Thiago Gonçalves Carelli- - Rio de Janeiro: UFRJ / IGeo, 2010.
ix, 18 f., anexos: A, B, C, D, E e F.; 30cm
Dissertação (Mestrado em Geologia) – Universidade Federal do Rio de Janeiro, Instituto de Geociências, Programa de Pós-graduação em Geologia, 2010.
Orientador: Leonardo Borghi
1. Geologia. 2. Paleontologia e Estratigrafia – Dissertação de Mestrado. I. Leonardo, Borghi. II. Universidade Federal do Rio de Janeiro, Instituto de Geociências, Programa de Pós-graduação em Geologia. III. Caracterização de microfácies sedimentares em folhelhos da Formação Ponta Grossa (Devoniano), na borda Leste da bacia do Paraná.
UFRJ Rio de Janeiro
2010
Thiago Gonçalves Carelli
CARACTERIZAÇÃO DE MICROFÁCIES SEDIMENTARES EM FOLHELHOS DA
FORMAÇÃO PONTA GROSSA (DEVONIANO), NA BORDA LESTE DA BACIA DO
PARANÁ
Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro – UFRJ, como requisito necessário à obtenção do grau de Mestre em Ciências (Geologia).
Área de concentração:
Paleontologia e Estratigrafia
Orientador:
Leonardo Borghi
Aprovada em: 22/12/2010
Por:
_____________________________________ Presidente: Dr. Renato Cabral Ramos, MN-UFRJ
_____________________________________ Ph.D. Adriano Rössler Viana, Petrobras
_____________________________________ Dr. Wilson Luiz Lanzarini, Petrobras
Dedicado a minha mãe, Nilza Gonçalves da Silva; exemplo constante de força, sabedoria e perseverança.
v
AGRADECIMENTOS
Ao professor Leonardo Borghi pela orientação e ajuda na elaboração desta
dissertação.
Aos colegas de trabalho do laboratório de Geologia Sedimentar (LAGESED-
UFRJ) pelas discussões e apoio.
Ao Professor Sérgio Bergamaschi por ter cedido os dados de campo e de
afloramentos da formação estudada.
Ao Professor João Graciano Mendonça Filho pela realização da análise de
carbono orgânico total no laboratório de palinofácies e fácies orgânica (LAFO-
UFRJ).
Ao Dr. Reiner Neumann pela realização das análises de DRX e fotomicografias
no microscópio eletrônico de varredura (MEV) realizadas no laboratório do setor de
caracterização tecnológica (SCT) do Centro de Tecnologia Mineral (CETEM).
Ao técnico Tarcísio, pela confecção das lâminas petrográficas utilizadas neste
estudo.
A Petrobras pela bolsa concedida durante o início do projeto, através do
convênio CENPES-UFRJ.
À Agência Nacional de Petróleo pela bolsa concedida durante o fim do projeto,
através do Programa de Capacitação de Recursos Humanos e Geologia do
Petróleo. (FRT/ PRH-ANP/ MCT no 18).
vi
Resumo
CARELLI, Thiago Gonçalves. Caracterização de microfácies sedimentares em
folhelhos da Formação Ponta Grossa (Devoniano), na borda Leste da bacia do
Paraná. Rio de Janeiro, 2010. ix, 18 f. Dissertação (Mestrado em Geologia) – Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, 2010. Os Folhelhos da Formação Ponta Grossa (Devoniano) são conhecidos por seu potencial de geração de hidrocarbonetos na bacia do Paraná (Brasil), no entanto sua efetividade como rochas selantes (considerando os arenitos da Formação Furnas como reservatório em um sistema especulativo) ou mesmo, como reservatórios (shale gas) é ainda desconhecido. Esses folhelhos são também pouco conhecidos de uma perspectiva sedimentológica, particularmente quando posicionados num contexto de estratigrafia sequencial. Este estudo objetiva a caracterização de microfácies em afloramentos da borda Leste da bacia do Paraná (34 amostras) representando um trato de sistema transgressivo (20 amostras da Parte inferior do Membro Jaguariaíva) e um trato de sistema de mar alto (14 amostras da parte superior do Membro São Domingos) da Formação Ponta Grossa, inseridos em uma sequência deposicional de 3
a ordem e sua interpretação em
termos de processos sedimentares e paleoambientes. Este estudo é baseado em dados obtidos através de petrografia, apoiado por análises de DRX (para a caracterização mineralógica das argilas) e carbono orgânico total. A caracterização das microfácies levou em consideração a mineralogia, microtextura, microtrama, microestruturas (físicas e biogênicas), microfóssies, conteúdo orgânico particulado, cor e variação estratal em amostras de mão e lâminas delgadas. Como resultado, foi possível identificar 9 microfácies, 2 típicas do TST (M1 e M2) e 7 típicas do TSMA (M3 a M9). As microfácies do TST mostram em geral microtrama caótica (em parte pela reelaboração biogênica), e composição rica em silte e areia muito fina (exceto pela microfácies M2, rica em argila e microtrama orientada associada a uma suprefície de inundação de 3
a ordem); já as típicas do TSMA, são ricas em silte e
argila, apresentam uma microtrama relativamente orientada e melhor preservação de microestruturas físicas. A ação de ondas seguida da reelaboração biogênica em paleoambientes proximais é responsável pela melhor característica sedimentológica em termos de reservatório da microfácies M1, quando comparada a outras microfácies. Fluxos hiperpicnais distais associados a processos decantativos, atividade microbiana e baixo índice de atividade biogênica em paleoambientes de prodelta/costa-afora são responsáveis pelas características selantes das microfácies M3 a M9 (associadas ao TSMA). Palavras-chave: Microfácies, Microestruturas, Folhelho, Formação Ponta Grossa
vii
Abstract
CARELLI, Thiago Gonçalves. Caracterização de microfácies sedimentares em
folhelhos da Formação Ponta Grossa (Devoniano), na borda leste da bacia do
Paraná. (Sedimentary microfacies characterization in the ponta Grossa Formation shales (Devonian) at the Eastern border of the Paraná basin). Rio de Janeiro, 2010. ix,18 f. Dissertação (Mestrado em Geologia) – Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro,2010. The Ponta Grossa Formation shales (Devonian) are considered the best potential source rocks for hydrocarbons in the Paraná Basin (Brazil); but their effectiveness as sealing rocks (considering the Lower Devonian Furnas Formation sandstone reservoirs in a petroleum system) or even as reservoirs (shale gas) is still unknown. Also, these shales are poorly known from the sedimentological perspective, particularly when positioned in a sequence stratigraphical framework. This study aims at microfacies characterization of outcrop shales in the Eastern border of the basin (34 samples) representing a transgressive system tract (lower Jaguariaíva Member, 20 samples) and a highstand system tract (upper São Domingos Member, 14 samples) of the Ponta Grossa Formation, inserted in a 3
rd order depositional
sequence cycle (megasequence), and their interpretation in terms of sedimentary processes and paleoenvironments. The study is based on petrographic microscopy, aided by XRD (clay mineralogy) and geochemical (TOC) data. The microfacies analysis took into consideration the mineralogy, microtexture, microfabric, microstructure (physical and biogenic), microfossils, particulate organic content, stratal variation, and colour in polished sections and thin sections. Results allow the recognition of 9 microfacies, 2 of them typical of the TST (M1 and M2) and 7 of the HST (M3 to M9). The microfacies from the TST show in general a chaotic microfabric (in part resulting from a higher bioturbation index), and a fine sand and silt rich composition (except one, associated to the 3
rd order MFS); whereas the
HSTsamples are silt and clay rich, and show a fairly oriented microfabric, and better preserved physical structures. Bottom wave reworking followed by biogenic activity (bioturbation) in proximal offshore paleoenvironmets are responsible for the best reservoir sedimentological characteristics of the microfacies M1 (associated to the TST) among all of them. Distal hyperpycnal flows, decantation from bottom wave ressuspension plumes, microbial mats development, and low biogenic activity in prodelta/offshore paleoenvironments are responsible for best sedimentological sealing characteristics of the facies M3-M9 (associated to the HST). Key-Words: Microfacies, Microstructure, Shale, Ponta Grossa Formation
viii
Lista de Figuras
Figura 1 – Diagrama estratigráfico da bacia do Paraná. (Milani et al., 2007)........5
Figura 2 – Afloramento do Membro Jaguariaíva localizado no corte do ramal
ferroviário Jaguariaíva-Arapoti próximo ao km 5 nos arredores da cidade de
Jaguariaíva (foto sem escala)..............................................................................6
Figura 3 – Afloramento do Membro São Domingos localizado na rodovia BR-376,
km 426, no trecho entre as cidades de Ponta Grossa e Apucarana (foto sem
escala) Observe os pacotes arenosos que marcam ciclos de raseamento (cf.
Bergamaschi, 1999)............................................................................................8
Figura 4 – Mapa de localização geográfica da borda Leste da bacia do Paraná
(PR) e dos pontos de amostragem. Ponto 1, afloramento de Membro Jaguariaíva
(trato transgressivo) exposto no ramal ferroviário Jaguariaíva-Arapoti, entre o km
2,2 e km 6,0. Ponto 2, afloramento do Membro São Domingos (trato de mar alto)
exposto na rodovia BR-376, km 426 próximo as cidades de Apucarana e Ponta
Grossa...............................................................................................................9
Figura 5 – Curva de raio gama e perfil litológico dos testemunhos dos poços 2-
RI-1-PR (Rio Ivaí) e 2-CS-1-PR (Chapéu do Sol) perfurados na bacia do Paraná.
Os retângulos em vermelho marcam aproximadamente a posição dos
afloramentos (Bergamaschi, 1999; Bergamaschi & Pereira, 2001)...................10
Figura 5 – Diagrama ternário para classificação de rochas microclásticas (Picard,
1971)...............................................................................................................12
ix
Sumário
Agradecimento v
Resumo vi
Abstract vii
Lista de figuras viii
1 INTRODUÇÃO 1
2 MOTIVAÇÃO 2
3 OBJETIVO E FINALIDADE 3
2 CONTEXTO GEOLÓGICO 4
2.1 Formação Ponta Grossa 5
2.2 Membro Jaguariaíva 5
2.3 Membro São Domingos 7
3 MATERIAL 9
4 MÉTODO 11
5 RESULTADOS 12
6 CONCLUSÕES 15
Referências bibliográficas 16
Anexo A – Artigo Geociências: Microestruturas em “folhelhos” da Formação Ponta Grossa, Devoniano da bacia do Paraná. Anexo B – Artigo Geociências: O conceito de microfácies sedimentares e sua aplicação ao estudo de rochas sedimentares microclásticas. Anexo C – Artigo RBG: Caracterização de microfácies sedimentares em folhelhos da Formação Ponta Grossa (Devoniano), na borda Leste da bacia do Paraná.
Anexo D – Análises de DRX (difratometria das amostras referentes aos membros
Jaguariaíva e São Domingos).
Anexo E – Resumo IAS: Devonian shale microfacies in the Paraná Basin (Brazil). Anexo F – Planilha para descrição petrográfica de rochas microclásticas.
1
1 INTRODUÇÃO
O estudo de rochas sedimentares microclásticas (< 0,062 mm), mais
conhecidas como “folhelhos” tem constituído um tema de fronteira dentro da
Geologia sedimentar. Estas rochas, que englobam uma ampla gama de litologias e
nomenclaturas (q.v. Picard, 1971; Macquaker & Adams, 2003), representando
aproximadamente dois terços do volume de rochas sedimentares do registro
geológico (cf. Potter et al., 2005), são usualmente conhecidas como geradoras e
selantes, embora possam constituír-se em reservatórios de baixa permeabilidade
(shale gas).
A falta de um consenso por parte dos pesquisadores fez com que o termo
folhelho, uma rocha físsil, seja hoje aplicado a qualquer rocha de granulometria fina
que tenha fissilidade (ex: arenito muito fino argiloso, siltito argiloso etc.). Estas
rochas podem ainda equivaler aos termos: “microclásticos”, “lamitos”, “pelitos” e
“lutitos”. Desta forma, o termo “folhelho” tornou-se um “guarda-chuva” de litologias,
as quais contêm inúmeras microestruturas, que passam despercebidas ao exame
macroscópico. Assim faz-se necessária a utilização de técnicas não rotineiras para a
observação dessas microestruturas e outros atributos, tais como mineralogia,
microtextura, microtrama, microfósseis, conteúdo orgânico e litologia, que muitas
vezes são negligenciadas por dificuldades inerentes à sua própria observação, mas
essenciais à caracterização de microfácies sedimentares.
Neste contexto, insere-se as rochas microclásticas da Formação Ponta
Grossa, na borda Leste da bacia do Paraná, uma ampla bacia de interior cratônico,
que revelou na quase virada do século passado a sua primeira acumulação
comercial de gás, associado ao sistema petrolífero Ponta Grossa-Itararé(!). Todavia,
a qualidade de tais rochas ainda é pouco conhecida do ponto-de-vista
sedimentológico.
2
2 MOTIVAÇÃO
Rochas microcláticas (folhelhos) constituem aproximadamente 70% do registro
sedimentar geológico, no entanto estas rochas são ainda pouco estudadas devido a
dificuldade de observação de suas pequenas partículas, que na maioria dos casos
necessitam de técnicas não rotineiras de análise. Não obstante, estas rochas
podem atuar em sistemas petrolíferos como geradoras, selantes ou reservatórios de
baixa permeabilidade.
Tanto na Europa, quanto na América do Norte, a produção de gás em
folhelhos vem ganhando espaço, principalmente devido aos seus altos índices de
produção (q.v. Barnett Shale, Texas, EUA). Neste contexto, a descoberta de gás no
campo de Barra Bonita, na bacia do Paraná, associado ao sistema petrolífero Ponta
Grossa-Itararé(!) e tendo como rocha geradora, as rochas microclásticas da
Formação Ponta Grossa, nos permite aventar possíveis sistemas petrolíferos
especulativos na bacia.
3
2 OBJETIVO E FINALIDADE
Este estudo objetiva a caracterização de microfácies sedimentares nas rochas
microclásticas da Formação Ponta Grossa, Devoniano da bacia do Paraná, discutir
processos sedimentares e paleoambientes, além de analisar o potencial reservatório
ou selante dessas rochas, dentro de um arcabouço estratigráfico sequêncial de 3ª
ordem baseados em dados sedimentológicos. Cuja finalidade é levantar discussões
sobre processos sedimentares e paleoambientes na Formação Ponta Grossa, além
de seu potencial como selante ou reservatório em sistemas petrolíferos
especulativos.
4
2 CONTEXTO GEOLÓGICO
2.1 Formação Ponta Grossa
A Formação Ponta Grossa, junto com a Formação Furnas, compõe o Grupo
Paraná, que se insere na supersequência Paraná, uma das seis unidades
aloestratigráficas que constituem o arcabouço estratigráfico da bacia do Paraná,
uma ampla bacia de interior cratônico localizada no centro sul da América do Sul
(Milani, 1997).
A Formação Ponta Grossa constitui-se de folhelhos, lamitos e arenitos muito
finos a finos, de cores variadas. Suas rochas são frequentemente bioturbadas e
contêm abundantes micro- e macrofósseis, dentre os quais os que compõem a
Fauna Malvinocáfrica. Sua idade é ainda controversa. Loboziak et al. (1995)
advogam uma idade Praguiano-Fameniano, determinada através do estudo de
esporos fósseis para a Formação Ponta Grossa; no entanto, estudos recentes de
Grahn et al. (2010) têm posicionado a base da Formação Ponta Grossa entre o fim
do Praguiano ou Emsiano inicial, e para a parte superior, Oliveira (1997) atribui uma
idade Givetiano final a Frasniano, a partir de análises realizadas no afloramento do
membro são Domingosm exposto no km 426 da BR- 376.
A Formação Ponta Grossa foi descrita inicialmente no Estado do Paraná, onde
é representada por três membros: Jaguariaíva (microclástico), na base; Tibagi
(arenoso), mediano; e São Domingos (microclástico), superior. Na parte central da
bacia (região de maior subsidência) predomina apenas uma sucessão microclástica,
sem intercalações de areia (q.v. Petri, 1948; Lange & Petri, 1967), onde a formação
é considerada indivisível. No entanto, tais membros foram expandidos em
correlação por toda a bacia por Assine (1996). A espessura da Formação Ponta
Grossa é bastante variável, delineando duas sub-bacias ou baixos estruturais;
enquanto que em superfície não ultrapassa os 300 m, em subsuperfície a maior
espessura, 654 m, foi constatada no poço 2-AP-1-PR (Apucarana, PR) (Assine,
1996).
5
Figura 1 – Diagrama estratigráfico da bacia do Paraná. (Milani et al., 2007).
2.2 Membro Jaguariaíva
A seção-tipo da unidade é o afloramento exposto na rodovia Jaguariaíva-
Arapoti, do km 2,2 ao 6,6 nas proximidades da cidade de Jaguariaíva (q.v. Lange &
Petri, 1967), próximo de onde também encontra-se o local dos afloramentos
estudados (figuras 2 e 4).
Segundo Bergamaschi (1999), o Membro jaguariaíva representa um trato de
sistema transgressivo de 3a ordem, caracterizado a partir da curva de raios gama
nos poços 2-RI-1-PR e 2-CS-1-PR, e litologicamente, na seção tipo da unidade onde
ocorrem fácies de siltito cinza claro a cinza médio, entremeado com arenito muito
6
fino amarelado, fossílífero de aspecto mosqueado; siltito cinza médio a escuro,
laminado, fossilífero, por vezes contendo delgadas laminações de arenito muito fino
e estratificação cruzada hummocky (HCS), folhelhos cinza escuro a negro,
finamente laminado, fossilífero e folhelho argiloso negro, papiráceo rico em pirita
(Bergamaschi, 1999, p. 87-98), representando o afogamento dos sistemas
transicionais a costeiros da porção superior da Formação Furnas.
Seu paleoambiente é marinho raso plataformal (antepraia inferior a costa-
afora) e sua idade é Praguiano/Frasniano estabelecida a partir do conteúdo de
quitinozoários coletados no afloramento do Membro Jaguariaíva (cf. Grahn, 1992,
2000). Segundo Bergamaschi (1999) e Bergamaschi & Pereira (2001) o Membro
Jaguariaíva equivale às suas sequências B e C de 3a ordem, propostas a partir da
análise de raios gama e litologia nos testemunhos dos poços 2-RI-1-PR e 2-CS-1-
PR.
Figura 2 – Afloramento do Membro Jaguariaíva localizado no corte do ramal ferroviário Jaguariaíva-Arapoti próximo ao km 5, nos arredores da cidade de Jaguariaíva (foto sem escala).
7
2.3 Membro São Domingos
Lange e Petri (1967) não apontam uma seção-tipo para o seu Membro São
Domingos, sendo considerada apenas uma área-tipo na região oeste de Tibagi,
onde ocorrem afloramentos de folhelhos intercalados a siltitos e arenitos. Nesta
região ocorre cerca de 90 metros de folhelhos predominantemente mais argilosos
que os do Membro Jaguariaíva.
Segundo Bergamaschi (1999), o Membro São Domingos representa um trato de
sistema de mar alto em um ciclo de 3a ordem nos afloramentos referentes à seção
estratigráfica Tibagi-Telêmaco Borba e no afloramento do km 426, localizado na
rodovia BR-376 (cf. Bergamaschi, 1999 p. 98-107). Caracteriza-se litologicamente
por uma sucessão de fácies de folhelhos, siltitos com laminação cruzada por onda,
siltitos com interlaminações centimétricas de arenito e arenitos finos a médios com
laminação cruzada por onda e estratificação cruzada hummocky, formando ciclos de
engrossamento granulométrico (Bergamaschi & Pereira, 2001).
Seu paleoambiente é marinho raso e sua idade é Givetiano final a Frasniano
(Oliveira, 1997). Segundo Bergamaschi (1999) e Bergamaschi & Pereira (2001) o
Membro São Domingos equivale à suas sequências D e E de 3a ordem, propostas a
partir de estudos nos poços 2-RI-1-PR e 2-CS-1-PR.
8
Figura 3 – Afloramento do Membro São Domingos localizado na rodovia BR-376, km 426, no trecho entre as cidades de Ponta Grossa e Apucarana (foto sem escala). Observe os pacotes arenosos que marcam ciclos de raseamento (cf. Bergamaschi, 1999).
9
3 MATERIAL
O material de estudo conta de um total de 35 amostras de rochas
microclásticas coletadas através de plugagem (utilizando uma plugadeira modelo
BOSCH GDB 1600 WE, com diâmetro aproximado de 1’’ polegada), na borda Leste
da bacia do Paraná (ver figura 4). Destas, 20 amostras foram coletadas nos
afloramentos expostos nos cortes do ramal ferroviário Jaguariaíva-Arapoti, entre o
km 2,2 e km 6,0, nos arredores da cidade de Jaguariaíva, correspondendo à parte
inferior (trato transgressivo) da sequência B de Bergamaschi (1999) e Bergamaschi
& Pereira (2001). Outras 15 amostras foram coletadas no afloramento do Membro
São Domingos localizado na rodovia BR-376, km 426 no trecho entre as cidades de
Ponta Grossa e Apucarana. Este afloramento corresponde à parte superior (trato de
mar alto) da sequência E de Bergamaschi (1999) e Bergamaschi & Pereira (2001).
No entanto, ressalta-se que dentre as 15 amostras coletadas no afloramento do
Membro São Domingos, somente 14 foram analisadas para a caracterização de
microfácies (A amostra 6 constitui-se essencialmente macroclástica).
Figura 4 – Mapa de localização geográfica da borda Leste da bacia do Paraná (PR) e dos pontos de amostragem. Ponto 1, afloramento de Membro Jaguariaíva (trato transgressivo) exposto no ramal ferroviário Jaguariaíva-Arapoti, entre o km 2,2 e km 6,0. Ponto 2, afloramento do Membro São Domingos (trato de mar alto) exposto na rodovia BR-376, km 426 próximo as cidades de Apucarana e Ponta Grossa.
10
Figura 5 – Sequências deposicionais de 3ª ordem e tratos de sistemas no Siluro-devoniano da sub-bacia de Apucarana nos poços 2-RI-1-PR (Rio Ivaí) e 2-CS-1-PR (Chapéu do Sol). Os retângulos em vermelho marcam aproximadamente a posição dos afloramentos do Mb. Jaguariaíva, na base da sequência B e Mb. São Domingos, na parte superior da sequência E. (Bergamaschi, 1999; Bergamaschi & Pereira, 2001).
11
4 MÉTODO
A caracterização de microestruturas foi desenvolvida a partir de observações
iniciais com auxílio de um estereomicroscópio (Zeiss Stemi 2000-C, com luz
refletida) em meso- e microescala de seções dos plugues, sem fazer uso de lâminas
delgadas, que requer uso do microscópio de luz transmitida/polarizada, com o intuito
de tornar rotineira sua identificação. Posteriormente, para a análise de microfácies,
algumas dessas microestruturas mostraram-se melhor visualizadas quando
observadas através de lâminas petrográficas em microscópio petrográfico (ZEISS
Imager A2m) de luz transmitida/polarizada.
Uma vez caracterizadas, as microestruturas foram classificadas em físicas e
biogênicas, e suas dimensões foram classificadas em: submilimétricas (< 0,3mm),
milimétricas (0,3mm a 3mm), centimétricas (3mm a 3cm) e decimétricas (> 3cm). A
identificação taxonômica das microestruras biogênicas foi baseada em Fernandes et
al. (2002) que seguem a classificação etológica de Seilacher (1964).
A caracterização das microfácies foi baseada na descrição petrográfica de
lâminas delgadas em microscópio petrográfico (ZEISS Imager A2m) em luz
transmitida/refletida/fluorescente, seguindo o conceito de microfácies proposto por
Carelli & Borghi (Anexo B). Observou-se principalmente a microtextura e a
microtrama das rochas, mais particularmente, a proporção argila:silte:areia, a
variação estratal, microestruturas e a mineralogia. Em seguida, efetuou-se
contagem de 300 pontos em cada lâmina, para determinação textural
(granulometria) e composicional. Os argilominerais foram determinados a partir de
análises de DRX.
Para a classificação litológica das amostras e microfácies (textural), utilizou-se
o diagrama ternário de Picard (1971), dentre os demais difundidos na literatura (e.g.
Dunbar & Rogers, 1965; Shepard, 1973), uma vez que se detêm no discernimento
textural da proporção areia:silte:argila (ver figura 6).
12
Figura 6 – Diagrama ternário para classificação de rochas microclásticas (Picard, 1971).
13
5 RESULTADOS
O estudo proposto foi dividido em três etapas, cada uma gerando um artigo
como resultado, além de um resumo apresentado no 18° International
Sedimentological Congress, realizado na cidade de Mendoza, Argentina (Anexo D) e
uma planilha para ajudar no processo de descrição petrográfica de rochas
microclásticas (Anexo E).
A primeira etapa, que resultou no desenvolvimento do artigo intitulado
Microestruturas em “folhelhos” da Formação Ponta Grossa, Devoniano da
bacia do Paraná (Anexo A), teve como objetivo identificar estruturas em
microescala que ocorrem nas rochas microclásticas da Formação Ponta Grossa
com a finalidade de discutir processos sedimentares e paleoambientes. Foram
reconhecidos dois grupos distintos de microestruturas, uma de origem física
(hidrodinâmica), e outra biogênica.
As microestruturas físicas representadas por feições erosivas associadas a
fluxos trativos ocorrem preferencialmente no Membro São Domingos (trato de mar
alto) e refletem a alternância de processos decantativos e trativos. A quase ausência
de microestruturas físicas no Membro Jaguariaíva está associada a ação de
organismos biogênicos que obliteraram estruturas primárias (deposicionais)
produzidas pela ação de ondas que reelaboravam do substrato. A icnocenose
estabelecida a partir do conjunto de microestruturas biogênicas que aparecem sob
formas horizontalizadas e inclinadas descritas anteriormente permitiu a
caracterização da icnofácies cruziana distal para o contexto geral do paleoambiente.
A partir do perfil litológico do Membro São Domingos (trato de mar alto), foi
possível identificar duas parassequências, onde a primeira parassequência revela a
ocorrência de uma icnofácies cruziana distal empobrecida, provavelmente gerada
pelo aporte de água doce fluvial e aumento local na taxa sedimentar, mostrando
assim a influência de um possível sistema deltaico em condições de mar alto ou
intensa sedimentação durante episódios de inundações.
Este fato é apoiado pela abundância de microestruturas físicas (erosionais),
intercalação de camadas milimétricas e sub-milimétricas de silte, areia muito fina e
abundantes detritos vegetais. Já para a segunda parassequência observa-se uma
14
sensível diminuição dos detritos vegetais, além do incremento de icnogêneros e
aumento na intensidade da bioturbação. Estes fatos indicam uma menor influência
fluvial, favorecendo assim o desenvolvimento da icnofácies cruziana distal para a
segunda parassequência.
O segundo artigo, intitulado O conceito de microfácies sedimentares e sua
aplicação ao estudo de rochas microclásticas (Anexo B), fundamentou-se em
uma extensa revisão bibliográfica sobre o termo “microfácies”, mais precisamente
nos atributos diagnósticos das microfácies e sua aplicação as rochas microclásticas.
A finalidade deste artigo é apresentar uma definição precisa do termo microfácies,
do ponto-de-vista operacional, mais particularmente quanto aos seus atributos
diagnósticos. Neste trabalho foi apresentada uma nova definição para o termo
microfácies, uma descrição de seus principais atributos diagnósticos, além de um
modelo formal para sua descrição.
O terceiro artigo, intitulado Caracterização de microfácies sedimentares em
folhelhos da formação Ponta Grossa (Devoniano), na borda leste da bacia do
Paraná, teve como objetivo uma abordagem sedimentológica inicial, do ponto-de-
vista das microfácies, dos folhelhos que ocorrem na Formação Ponta Grossa
tomando-se como estudo de caso um afloramento do Membro Jaguariaíva e outro
do Membro São Domingos. Estes representam, respectivamente, um trato
transgressivo e outro de mar alto, num ciclo de 3a
ordem.
A finalidade do estudo é a discussão de processos e paleoambientes, além do
significado estratigráfico das microfácies como subsídio à futura avaliação dessas
rochas como selantes e reservatório. Neste trabalho foram identificadas 9
microfácies, dentre as quais 2 (M1 e M2) típicas do trato transgressivo (Mb.
Jaguariaíva) e 7 (M3 a M9) típicas do trato de mar alto (Mb. São Domingos).
De um modo geral as microfácies do Trato transgressivo mostram-se
essencialmente sílticas com percentagens em torno de 10% ou mais de areia muito
fina, microtrama caótica, e quase destituídas de microestruturas físicas (M1), devido
à ação de ondas que acaba por resuspender os sedimentos de fundo e
reelaboração biogênica ou argilosas-sílticas com microtrama orientada e laminações
submilimétricas de silte (M2). Já as do trato de mar alto mostram-se essencialmente
sílticas-argilosas com intecalações camadas milimétricas de siltito e areia muito fina,
15
microtrama relativamente orientada e abundantes microestruturas atribuídas a fluxos
trativos e atividade microbiana (M3 a M9).
A persistência da microfácies M1 em grande parte do trato transgressivo indica
que o processo deposicional dominante foi a remobilização do substrato por ação de
ondas, seguido da reelaboração biogênica. A presença da microfácies M2 indica um
incremento da profundidade e predominância de processos decantativos. As
microfácies M3 a M9 típicas do Trato de mar alto indicam que o ambiente era
constantemente sujeito à influência de sedimentação episódica por fluxos
hiperpicnais, além de processos de ressedimentação por tempestades, alternando
níveis de baixa e alta energia.
16
6 CONCLUSÕES
A análise de microfácies mostra-se eficiente para a caracterização de
processos e paleoambientes. Quando em sucessão, o mapeamento das
microestruturas, bem como a mudança na microtrama das microfácies, reflete
mudanças nas condições ambientais e de sedimentação, fornece pistas para a
caracterização de uma condição deposicional específica, e uma vez definidas, as
microfácies podem subsidiar futuras discussões e avaliações das rochas
microclásticas como selantes ou reservatórios em sequências de 3a ordem.
Como resultado, foi possível verificar que microestruturas de origem física
(primárias) ocorrem preferencialmente no Membro São Domingos (trato de mar
alto), pois a ação da transgressão acaba por reelaborar os sedimentos do fundo e
incorporar sedimentos de maior granulometria (areia muito fina e silte) em meio a
sedimentos argilosos, que são na maioria das vezes reelaborados por organismos
biogênicos.
Além do mais, foi possível reconhecer 9 microfácies sedimentares, sendo 2
típicas do trato transgressivo e 7 típicas do trato de mar alto. As microfácies do trato
transgressivo apresentam alta probabilidade de atuar como reservatório de baixa
permeabilidade, devido a microtrama caótica e alta percentagem de silte e areia
muito fina dispersa pelas amostras; enquanto que, as microfácies do trato de mar
alto apresentam alta probabilidade de atuar como selante, devido a maior
perecentagem de argila e microtrama orientada em relação as do trato
transgressivo.
Ressalta-se, que dentre as microfácies descritas, as típicas do trato
transgressivo (M1 e M2) são as que apresentam melhor qualidade para atuar como
selante e reservatório. A microfácies M1 é caracterizada pela alta percentagem de
areia muito fina e silte disperso em sua microtrama caótica, sendo sua gênese
associada a processos de resuspensão e ação de ondas, seguido de reelaboração
biogênica. Já a microfácies M2 é caracterizada pela alta percentagem de argila,
microtrama orientada e ausência de bioturbações, sendo sua gênese associada a
processos decantativos.
17
Referências bibliográficas
ASSINE, M.L. Aspectos da estratigrafia das sequências pré-carboníferas da
bacia do Paraná no Brasil. São Paulo, 1996. 219 p.Tese (Doutorado em Geociências) - Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo.
BERGAMASCHI, S. Análise estratigráfica do Siluro-Devoniano (Formações
Furnas e Ponta Grossa) da sub-bacia de Apucarana. São Paulo, 1999. 167 p.Tese (Doutorado em Geociências) - Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo. DROSER, M.L & BOTTJER, D.J. Ordovician increase in extent and depth of bioturbation: Implications for understanding early Paleozoic ecospace utilization.
Geology, v. 17, p 850-852, 1989.
DUNBAR, C.O. & RODGERS, J. Principles of Stratigraphy. New York: Wiley and Son, Inc. 356 p., 1957.
FERNANDES, A.C.; BORGHI, L.; CARVALHO, I. S. & ABREU, C.J. Guia dos
Icnofósseis de Invertebrados do Brasil. Rio de Janeiro: Editora Interciência, 260 p.; 2002. GRAHN, R.L.; MAULLER, P.M.; BREUER, P.; BOSSETI, E.P.; PEREIRA, E. & BERGAMASCHI, S. The Furnas/Ponta Grossa contact and the age of the lowermost Ponta Grossa Formation in the Apucarana sub-basin (Paraná basin, Brazil):
Integrated palynological age determination. Revista brasileira de paleontologia v. 13, n. 2, p. 89-102, 2010. GRAHN, R.L.; PEREIRA, E. & BERGAMASCHI, S. Silurian and lower devonian
chitinozoan biostratigraphy of the Paraná basin in Brazil and Paraguay. Palynology, v. 24, p. 147-176, 2000.
GRAHN, Y. Revision of Silurian and Devonian strata of Brazil. Palynology, v. 16, p. 35-61, 1992. LANGE, F.W. & PETRI, S. The Devoniano of Paraná. In: BIGARELLA, J. J.
Problems in Brazilian Devonian Geology. Boletim Paranaense de Geociências, n. 21/22, p. 05-51, 1967. LOBOZIAK, S.; MELO, J.H.G.; STEEMANS, P.; BARRILARI, I.M.R., Miospore evidence for pré-Emsian and latest Famennian sedimentation in the Devoniano f the
Paraná basin, south Brazil. Anais da academia Brasileira de Ciências, v.67, p. 391-392, 1995. MACQUAKER, J.H.S. & ADAMS, A.E. Maximizing information from fine-grained
sedimentary rocks: an inclusive nomenclature for mudstones. Journal of
Sedimentary Research, v. 73, n.5, p. 735-744, 2003.
18
MILANI, E.J. Evolução tectono-estratigráfica da bacia do Paraná e seu
relacionamento com a geodinâmica Fanerozóica do Gondwana sul-ocidental. Rio Grande do Sul, 1997. 255 p. + volume de anexos. Tese (Doutorado em Geociências) - Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul. MILANI, E.J.; MELO, J.H.G.; SOUZA, P.A.; FERNANDES, L.A. & FRANÇA, A.B.
Bacia do Paraná. Boletim de Geociências Petrobras, v. 15, n. 2, p. 265-287, 2007. OLIVEIRA, S.F. Palinologia da sequência devoniana da bacia do Paraná no Brasil, Paraguai e Uruguai: Implicações biocronoestratigráficas, paleoambientais e Paleogeográficas. São Paulo, 1997. 222 p. Tese (Doutorado em geociências) – Instituto de Geociências, Universidade de são Paulo.
PETRI, S. Contribuição ao Estudo do Devoniano Paranaense. Departamento
Nacional de Produção Mineral - DGM, v. 129, 125 p., 1948. PICARD, M.D.; Classification of fine-grained sedimentary rocks. Journal of sedimentary research v. 41, n. 1, p. 179-195.
POTTER, P.E., MAYNARD, J.B. & DEPETRIS, P.J. Mud and Mudstones. Berlin: Springer Verlag, 297 p., 2005. SEILACHER. A. Sedimentological classification and nomenclature of trace fossils.
Sedimentology, n. 3, p. 253-256, 1964.
SHEPARD, F P. Submarine Geology. New York: Harper and Row (3rd
ed), 517 p., 1973.
Anexo A – Artigo a ser enviado à revista Geociências da UNESP
Microestruturas em “folhelhos” da Formação Ponta Grossa, devoniano da bacia do Paraná.
1
MICROESTRUTURAS EM “FOLHELHOS” DA FORMAÇÃO PONTA GROSSA,
DEVONIANO DA BACIA DO PARANÁ.
Thiago Gonçalves CARELLI 1, 2
Leonardo BORGHI 2
(1) Programa de Pós-graduação em Geologia, UFRJ.
(2) Laboratório de Geologia Sedimentar, Departamento de Geologia, IGEO, CCMN,
Universidade Federal do Rio de Janeiro. Av. Athos da Silveira Ramos, 274, Sl/ J1-11,
CEP 21941-916, Rio de Janeiro, RJ, Brasil. E-mail: [email protected]; [email protected]
Introdução
Material e Método
Contexto Geológico
Formação Ponta Grossa
Membro Jaguariaíva
Membro São Domingos
Microestruturas
Resultados
Microestruturas Físicas
Micromarca de Sobrecarga
Microestrutura em Chama
Micromarca de Calha
Micromarca Lenticular
Microacamamento Gradacional
Micromarca de Corrugação
Microlaminação Plano-paralela
Micromarca de Ondulação Assimétrica
Microestruturas Biogênicas
Planolites isp.
Gyrolithes isp.
Helminthopsis isp.
Zoophycos isp.
Terebellina isp.
Teichchnus isp.
Asterossoma isp.
Discussão
Membro Jaguariaíva – Trato Transgressivo
Membro São Domingos – Trato de Mar Alto
Conclusão
Referência Bibliográfica
2
RESUMO - O termo microestrutura sedimentar reflete uma feição resultante de
processos físicos, químicos ou biológicos que ocorrem na escala de partículas
sedimentares (microescala). Quando preservadas, estas microestruturas trazem consigo
informações importantes sobre os processos sedimentares atuantes na deposição das
mesmas; e uma vez reconhecidos os processos que as geraram, estas servem como uma
“assinatura” do ambiente. A Formação Ponta Grossa (Devoniano da bacia do Paraná)
contém inúmeras microrestruturas, que passam despercebidas ao exame macroscópico.
Assim faz-se necessária a utilização de técnicas microscópicas de observação, que
muitas vezes são negligenciadas por dificuldades inerentes à sua própria observação e
principalmente quando aplicadas a rochas microclásticas. Este estudo permitiu o
reconhecimento de dois grupos distintos de microestruturas, uma de origem física e
outra biogênica que ocorrem nos membros Jaguariaíva (trato transgressivo) e São
Domingos (trato de mar alto). As microestruturas físicas, marcadas pela abundância de
feições erosivas e intercalação de areia muito fina e silte em meio a argilas ocorrem
preferencialmente no trato de mar alto e sugerem ação de correntes atuando no
substrato, enquanto que o trato transgressivo é caracterizado pelo alto índice de
reelaboração do substrato, abundância de microestruturas biogênicas e baixa diversidade
de icnogêneros.
Palavras-chave: Microestruturas, Folhelho, Formação Ponta Grossa, Bacia do Paraná.
ABSTRACT – CARELLI, T.G. & BORGHI, L. – Shale microstructure of Ponta Grossa
Formation, Devonian of Paraná basin. The term microstructure encompasses all
sedimentary features resulting from physical, chemical or biological processes occurring
at sedimentary particle scale (microscale). When preserved, these microstrucures inform
3
us about sedimentary processes, and are clues for the paleoenvironmental
understanding. The Ponta Grossa Formation shales (Devonian, Paraná Basin) present a
sort of microstructures that are imperceptible to an unaided eye. Microscopic
observation techniques are frequently neglected due to difficulties inherent not only to
the description procedures in thin sections but also to their own preparation. This study
allowed to recognize two distinct groups of microstructures: one physical and another
biogenical; both occurring in the lower Jaguariaíva Member (in a 3rd
order trangressive
system tract context) and in the upper São Domingos Member (highstand system tract).
Physical structures are marked by abundant erosive features and very fine sand/silt and
clay interbedding, resulting from currents acting on the bottom, and occurring typically
in the HST, besides microbiolaminations (microbial mats), associated to
prodelta/offshore paleoenvironments; whereas the TST is characterized by biogenical
structures that strongly rework (bioturbation) previously deposited very fine sands and
muds under probable wave action, in proximal offshore paleoenvironments.
Key-words: Microstructure, Shale, Ponta Grossa Formation, Paraná basin.
4
INTRODUÇÃO
O estudo de rochas sedimentares microclásticas, mais conhecidas como “folhelhos”
tem constituído um tema de fronteira dentro da Geologia sedimentar. Estas rochas, que
englobam uma ampla gama de litologias e nomenclaturas (q.v. Macquaker & Adams,
2003) representando aproximadamente dois terços do volume de rochas sedimentares
do registro geológico (cf. Potter et al., 2005) ainda tem recebido pouca atenção; exceto
aquelas denominadas “black shales”, uma vez que, devido ao seu elevado teor
orgânico, são geradoras de hidrocarbonetos por excelência.
A falta de um consenso por parte dos pesquisadores fez com que o termo folhelho,
uma rocha físsil, seja hoje aplicado a qualquer rocha de granulometria fina que tenha
fissilidade (ex: arenito muito fino argiloso, siltito argiloso etc.). Estas rochas podem
ainda equivaler aos termos: “microclásticos”, “lamitos”, “pelitos” e “lutitos”. Desta
forma, o termo “folhelho” tornou-se um “guarda-chuva” de litologias que contêm
inúmeras microestruturas, que passam despercebidas ao exame macroscópico. Assim,
faz-se necessária a utilização de técnicas microscópicas de observação dessas
microestruturas, que muitas vezes são negligenciadas por dificuldades inerentes à
própria observação.
O consenso tradicional afirma que a deposição de argilas ocorre principalmente sob
forma decantativa em ambientes de baixa energia e anóxicos, que favorecem a
preservação da matéria orgânica. No entanto, estudos revelam a possibilidade de
acumulação de argilas em ambientes de energia mais elevada (Aigner & Reineck, 1982;
Schieber, 1998; Bass & Best, 2002; Schieber & Yawar, 2007), melhor discutido pelo
estudo, ainda em progresso, das microestruturas e outros atributos presentes nestas
rochas (q.v. Esteban, 2003; Schieber, 2007a; O’ Brien, 1990; Lobza & Schieber, 1999).
5
Discussões paleoambientais e estratigráficas também são muito comuns, sobretudo
em rochas microclásticas de origem marinha depositadas em bacias de interior
cratônico, particularmente durante o período Devoniano, quando transgressões marinhas
foram muito comuns, permitindo assim, o desenvolvimento de extensos mares
epicontinentais. Nesse contexto, a Formação Ponta Grossa da bacia do Paraná é um
importante caso de estudo, no qual o Membro Jaguariaíva representa o início da
transgressão num ciclo de 3° ordem e o Membro São Domingos o máximo eustático (cf.
Diniz, 1985; Bergamaschi, 1999).
Nosso estudo tem o objetivo de identificar estruturas em microescala que ocorrem
nas rochas microclásticas (folhelhos) da Formação Ponta Grossa, inseridos em um
esquema de estratigrafia sequencial de 3°ordem (cf. Diniz, 1985; Bergamaschi, 1999) e
ainda apoiadas por dados geoquímicos (carbono orgânico total) com a finalidade de
discutir processos sedimentares e o contexto paleoambiental.
6
MATERIAL E MÉTODO
O material de estudo consta de um total de 35 amostras de rochas microclásticas
coletadas através de plugagem (utilizando uma plugadeira modelo BOSCH GDB 1600
WE, com diâmetro aproximado de 1” polegada), na borda Leste da bacia do Paraná.
Destas, 20 amostras foram coletadas nos afloramentos expostos nos cortes do ramal
ferroviário Jaguariaíva-Arapoti, entre o km 2,2 e km 6,0, nos arredores da cidade de
Jaguariaíva, correspondendo à parte inferior (trato transgressivo) da sequência B de
Bergamaschi (1999) e Bergamaschi & Pereira (2001). As outras 15 amostras foram
coletadas no afloramento do Membro São Domingos, localizado na rodovia BR-376,
km 426 no trecho entre as cidades de Ponta Grossa e Apucarana, correspondendo à
parte superior (trato de mar alto) da sequência B de Bergamschi (1999) e Bergamaschi
& Pereira (2001).
Uma vez que o termo folhelho refere-se apenas a uma rocha argilosa físsil,
utilizaremos neste trabalho apenas a terminologia “microclástica” para referir-se aos
folhelhos e rochas conatas de granulometria fina, menores que 0,062 mm dispensando
outros termos correlatos.
A caracterização de microestruturas foi desenvolvida a partir de observações iniciais
com auxílio de um estereomicroscópio (Zeiss Stemi 2000-C, com luz refletida) em
meso- e microescala de seções dos plugues, sem fazer uso de lâminas delgadas, que
requer uso do microscópio de luz transmitida/polarizada. Uma vez caracterizadas, as
microestruturas foram classificadas em físicas e biogênicas e suas dimensões foram
classificadas em: submilimétricas (< 0,3mm), milimétricas (0,3mm a 3mm),
centimétricas (3mm a 3cm) e decimétricas (> 3cm). A identificação taxonômica das
microestruras biogênicas foi baseada em Fernandes et al. (2002) que seguem a
classificação etológica de Seilacher (1964 ).
7
Com o intuito de quantificar o grau de bioturbação nas amostras, optamos aqui pela
utilização de um código simplificado de Droser & Bottjer (1989) (0) = bioturbação
ausente, (1) = bioturbação incipiente, (2) = bioturbação Moderada, (3) = bioturbação
intensa e (4) = total retrabalhamento por bioturbação.
Análises geoquímicas de carbono orgânico total (COT) complementam o estudo
com o intuito de comparar e correlacionar àquelas obtidas numa sucessão estratigráfica
no mesmo afloramento do Membro Jaguariaíva realizadas por Bergamaschi (1999).
FIGURA 1. Mapa de localização geográfica da borda Leste da bacia do Paraná (PR) e dos pontos de
amostragem. Ponto 1, afloramento de Membro Jaguariaíva (trato transgressivo) exposto no ramal
ferroviário Jaguariaíva-Arapoti, entre o km 2,2 e km 6,0. Ponto 2, afloramento do Membro São Domingos
(trato de mar alto) exposto na rodovia BR-376, km 426 próximo as cidades de Tibagi e Ponta Grossa.
8
CONTEXTO GEOLÓGICO
FORMAÇÃO PONTA GROSSA
O Membro Jaguariaíva, juntamente com os membros Tibagi e São Domingos,
compoem a Formação Ponta Grossa, tida como uma megassequência transgressiva
depositada do Praguiano ao final do Frasniano, inserida no Grupo Paraná, bacia do
Paraná; uma ampla bacia intracratônica situada no centro sul da América do sul (q.v.
Milani, 1997; Milani et al., 2007). Trata-se essencialmente de rochas microclásticas de
coloração escura com laminação plano-paralela, por vezes maciça e extremamente ricas
em micro- e macrofósseis. É comum encontrar intercalações decimétricas de arenito
fino com estratificação cruzada de pequeno porte e marcas onduladas com grande
continuidade lateral no topo da unidade, além de abundantes detritos vegetais (Lange &
Petri, 1967).
A Formação Ponta Grossa aflora nas bordas Leste (no Estado do Paraná), Noroeste
(no Estado do Mato Grosso), Oeste (nos Estados do Mato Grosso e Mato Grosso do
Sul) e Nordeste (nos Estados de Mato Grosso e Goiás); e, em subsuperfície, além dos
estados onde aflora, ocorre no sudoeste de São Paulo e extremo norte de Santa Catarina.
Segundo Melo (1988), em termos paleontológicos, a Formação Ponta Grossa é
conhecida por sua abundante, porém não tão diversificada, fauna de invertebrados
marinhos (Fauna Malvinocáfrica). Essa fauna compõe-se de braquiópodes, trilobitas,
biválvios, gastrópodes, equinóides e outros invertebrados fósseis mais raros.
Bergamaschi (1999) estabelece para a Formação Ponta Grossa um paleoambiente de
antepraia superior dominado por ondas normais e de tempestades a partir de
observações faciológicas.
9
Dino et al. (1995, segundo Milani, 1997) tem atribuído uma idade de deposição
pré-Emsiano/Frasniano para a Formação Ponta Grossa, baseado na ausência do
esporomorfo Emphanisporites annulatus (esporomorfo com aparecimento no limite
inferior do Emsiano). Grahn (1992, 2000) entretanto, advoga uma idade
Praguiana/Frasniano estabelecida a partir do conteúdo de quitinozoários coletados na
seção colunar Jaguariaíva e, mais recentemente, Grahn et al. (2010) tem posicionado a
base da Formação Ponta Grossa entre o fim do Praguiano ou Emsiano inicial. Para a
parte superior, Oliveira (1997) atribui uma idade Givetiano final a Frasniano, a partir de
análises realizadas no afloramento exposto no km 426 da BR- 376. Já Loboziak (1995)
advoga uma idade Praguiano-Fameniano, a partir da análise de esporos fósseis.
FIGURA 2. Diagrama estratigráfico do Grupo Paraná, bacia do Paraná (simplificado de Milani et al.,
2007).
MEMBRO JAGUARIAÍVA
O nome “Membro Jaguariaíva” foi proposto por Lange & Petri (1967) para designar
os folhelhos que ocorrem abaixo do Membro Tibagi, em afloramentos na zona urbana
do município de Jaguariaíva, Estado do Paraná.
A seção-tipo da unidade é o afloramento exposto na rodovia Jaguariaíva-Arapoti, do
Km 2,2 ao 6,6 nas proximidades da cidade de Jaguariaíva (PR), marcando os estágios
10
iniciais da transgressão sob os sistemas transicionais a costeiros da porção superior da
Formação Furnas. Sua idade é Praguiano/Emsiano segundo Loboziak
(1995).estabelecida a partir do conteúdo de quitinozoários coletados no afloramento do
Membro Jaguariaíva (cf. Grahn, 1992, 2000). Estudos recentes realizados por Grahn et
al. (2010) revelam um hiato deposicional de aproximadamente 4 Ma entre a Formação
Furnas e a base da Formação Ponta Grossa (Mb. Jaguariaíva) na sub-bacia de
Apucarana, atribuindo uma idade de deposição entre o final do Praguiano ou Eo-
Emsiano para a base do Membro Jaguariaíva.
O Membro Jaguariaíva constitui-se genericamente de rochas microclásticas de cores
acinzentadas, com cerca de 100 m de espessura, contendo lentes de arenito muito fino e
siltitos (Petri, 1948; Lange & Petri, 1967), além de apresentar estruturas como
laminação plano-paralela, laminação cruzada por onda e feições heterolíticas e climbing
ripples (Bergamaschi, 1999).
Seu paleoambiente é reconhecido como marinho franco, baseado na expressiva
Fauna Malvinocáfrica (Melo, 1988). Bergamaschi (1999), baseado em observações
litológicas e icnofaciológicas, estabelece um paleoambiente marinho raso no domínio de
antepraia inferior, sob ação de ondas de tempestades para a base do Membro
Jaguariaíva, o qual é sucedido por um paleoambiente plataformal abaixo do nível base
de ação de ondas, no domínio de costa-afora.
11
FIGURA 3. Integração do perfil litológico da seção estudada do Membro Jaguariaíva com análises de
COT obtidas neste estudo e por Bergamaschi (1999) para o mesmo afloramento. A posição das setas na
coluna “amostragem/litologia” indica o ponto de coleta no perfil litológico.
MEMBRO SÃO DOMINGOS
O Membro São Domingos teve seu nome introduzido na literatura geológica por
Maack (1947), como folhelhos de São Domingos, situados no topo do “Grupo Santa
Rosa”. O nome é derivado do riacho São Domingos, afluente do rio Santa Rosa, um
distributário da margem esquerda do rio Tibagi. Sua ocorrência é restrita a algumas
regiões do Estado do Paraná, pois em direção a parte central da bacia, predomina apenas
uma sequência argilosa, considerada indivisível por Lange & Petri (1967).
12
O Membro São Domingos constitui-se genericamente de rochas microclásticas de
cores escuras, com laminação plano-paralela, por vezes maciços, extremamente ricos
em fósseis, microfósseis e detritos vegetais (Lange & Petri, 1967). Segundo Oliveira
(1997) sua idade de deposição abrange o intervalo inicial do Givetiano até o Frasniano.
Em termos faciológicos o afloramento deste membro (localizado na BR-376, km
426) apresenta-se sob a forma de ciclos de raseamento ou engrossamento
granulométrico em direção ao topo, iniciando na base por argilitos, siltitos com
interlaminações arenito muito fino e laminação cruzada por onda, sendo substituídos em
direção ao topo por finas camadas de arenito muito fino com estratificação cruzada
hummocky (HCS) de comprimento decimétricos (q.v. Bergamaschi, 1999).
Segundo Bergamaschi (1999), em termos paleoambientais as características
faciológicas do Membro São Domingos apontam para a implantação de uma plataforma
marinha rasa dominada, dominada pela ação de ondas, onde ficaram registrados ciclos
de coarsening upward.
13
FIGURA 4. Integração do perfil litológico representando a seção estudada do Membro São Domingos,
grau de bioturbação e análise de COT. A posição dos números na coluna “Amostras” indica o ponto de
coleta no perfil litológico. A intensidade da bioturbação é baseada no índice de icnotrama simplificado de
Droser & Bottjer (1989). Observe que a intensidade bioturbação tende a acompanhar a curva de COT, no
entanto, quando observamos o aumento do COT na amostra 13, ocorre uma estagnação na reelaboração
biogênica, apontando para condições estressantes (provavelmente uma zona anóxica). Já o pico de COT
da amostra 5 está relacionado a abundância de detritos vegetais. Desta forma, vemos que o índice de
bioturbação nem sempre mantém estreita relação com o teor de COT.
14
MICROESTRUTURAS
Microestruturas preservadas em rochas microclásticas trazem consigo informações
importantes sobre os processos sedimentares que atuaram na deposição das mesmas.
Uma vez reconhecidos os processos que geraram as microestruturas, estas servem como
uma “assinatura” do ambiente em questão (cf. Faas & O’Brien, 1991).
O termo estrutura sedimentar reflete uma feição em meso- ou macroescala resultante
de processos físicos, químicos e biológicos que retratam a forma e compasso da
acumulação dos sedimentos. Quando resulta do fenômeno da estratificação, retratam
variações texturais, composicionais e da petrotrama, refletindo-se na organização
interna das camadas (mesoescalas) ou mesmo entre elas (macroescala). Em se tratando
dessas feições na escala de partículas (microescala), utiliza-se o termo microestrutura.
Autores tendem a aplicar o termo “microestrutura” a rochas microclásticas, para
referir-se à trama do sedimento, propriedade que reflete a orientação, o empacotamento
(contatos), a distribuição das partículas sedimentares e a porosidade (Faas & O’Brien,
1991; Bennett et al., 1991; Potter et al., 2005), o que é melhor expresso pelo termo
“microtrama”. Para efeito descritivo em rochas microclásticas, sugerimos também o uso
do termo “microtextura” para referir-se a aspectos como granulometria, seleção,
esfericidade (circularidade) e arredondamento (angulosidade), quando sua observação
for possível.
Outro ponto de discussão descritiva trata do emprego do termo “camada” e
“lâmina”, aplicado a rochas microclásticas como aqui sugerido. Segundo Campbell
(1967), uma camada representa o registro de um evento deposicional qualitativamente
discreto em uma sucessão estratigráfica limitada por superfícies de não deposição ou
erosão, enquanto que o termo “lâmina” é a menor unidade de sedimentação, sendo
individualizada por superfícies de estratificação (laminações) representando breves
15
pausas na sedimentação ou variação da energia do mecanismo deposicional, dentro de
um evento deposicional discreto sem fazer alusão à espessura de ocorrência.
Não obstante, lâminas muitas vezes são entendidas como camadas delgadas menores
que 1cm associadas a eventos deposicionais discretos. Este conceito é preterido em
relação ao de camada apresentado, pois a observação desses eventos em rochas
microclásticas requer uma migração de escala de observação para a escala microscópica
(q.v. Ingram, 1953; Friedman et al., 1992) como ilustrado na figura 5 (A, B e C).
A figura 5 mostra uma migração de escala de observação: o que, a primeiro
momento, nos parece uma incipiente “laminação” é na verdade uma camada (evento)
completa, mostrando uma base erosiva, seguida da deposição de sedimentos em
microgradação inversa pelo aumento de energia do fluxo, o qual deposita um pavimento
de grãos de silte de maior granulometria, seguido de uma diminuição granulométrica em
direção ao topo (microgradação normal). Este evento pode ser interpretado como
registro de um fluxo hiperpicnal em microescala.
FIGURA 5. (A) Observação de microestruturas em escala mesoscópica (amostra de mão). Notar “camada
delgada ou laminação” (sensu Campbell, 1967) no topo da amostra, indicada pelas setas brancas. Escala
3,5 cm. (B) e (C) Observação da microestrutura em escala microscópica. Notar laminação de grãos de
silte indicada pelas setas brancas. Escala: 1 mm e 0,5 mm respectivamente.
A observação de microestruturas em rochas microclásticas nem sempre é fácil e
requer observações pacientes e minunciosas, além de técnicas não convencionais tais
como radiografias e tratamento de imagens, entre outras (Schieber, 2003).
16
Assim, com o intuito de operacionalizar os resultados e buscar uma técnica de
aplicação mais rotineira em trabalhos de campo, ou até mesmo em laboratório (quando
possível), é que iremos tratar aqui somente das microestruturas que podem ser
observadas em meso- e microescalas em aumento máximo de 5x no estéreomicroscópio
em luz refletida, sem a utilização de lâminas delgadas, como forma de aproximar
descrições mesoscópicas. Sendo assim, este método nos permitiu a identificação de dois
grupos de microestruturas: um de origem física e outro de origem biogênica, descritos a
seguir.
17
RESULTADOS
MICROESTRUTURAS FÍSICAS
Micromarca de Sobrecarga (Figura 6-A) – Corpos arredondados de tamanho
milimétrico que ocorrem como protuberâncias na base da camada superior de silte sobre
camadas argilosas abaixo. Formados pela diferença de densidade entre as duas
litologias, gerando assim um deslocamento vertical de massas. A presença desta
microestrutura indica que as camadas argilosas abaixo constituíam um substrato lamoso
(soupy) e não compactado de baixa densidade, devido ao conteúdo abundante de água
(Schieber, 2007a). Este tipo de microestrutura geralmente é preservado onde ocorre
rápida deposição de lamas, interrompida pela deposição ocasional de sedimentos de
maior granulometria. Estas microestruturas, por vezes, podem apresentar incrível
semelhança com micromarcas de corrugação produzidas por tapetes microbianos
(Schieber, 1991). Ocorre na amostra 3, perfil da figura 4 no nível 1,65 m
aproximadamente.
Microestrutura em Chama (Figura 6-A) – Estruturas em hiporrelevo negativo de
tamanho milimétrico a submilimétrico. ocorrem sob a forma de línguas de material
argiloso que invadem a base de uma camada de silte sobreposta. Formada a partir de
fluxos fluidizados que induzem a deformação que ocorre na interface entre camadas.
Ocorrem associadas à micromarcas de carga. Este tipo de microestrutura geralmente é
preservado onde ocorre rápida deposição de lamas, interrompida pela deposição
ocasional de sedimentos de maior granulometria (Schieber, 1991). Ocorre na amostra 3,
perfil da figura 4 no nível 1,65 m aproximadamente.
18
Micromarca de Calha (Figura 6-B, 6-C) - Calha erosiva de tamanho milimétrico a
centimétrico em formato de “U” ou concavidade rasa, preenchida por sedimentos de
maior granulometria (siltes). Por vezes, é possível observar internamente laminações
submilimétricas em onlap, restritas na maioria dos casos às de tamanho centimétrico, ou
mais comumente, seu preenchimento ocorre sob a forma de micrograções normais
(diminuição granulométrica em direção ao topo), caracterizando assim uma diminuição
na energia do fluxo. É formada por um fluxo hidrodinâmico trativo/turbulento,
auxiliado pelo efeito erosivo dos sedimentos de maior granulometria (silte). Segundo
Schieber (1998), o reconhecimento destas superfícies erosivas é comparativamente fácil
para aquelas que são côncavo-onduladas ou mostram diferença angular entre camadas
acima e abaixo. Esse tipo de microestrutura, denominada “lag” por Schieber (1998),
aparece constantemente preenchido por material retrabalhado (Figura 6-C). Ocorre nas
amostras 2, 7, 10 e 11 no perfil da figura 4.
Micromarca Lenticular (Figura 6-B) – Lentes de silte ou areia muito fina de tamanho
milimétrico a centimétrico, aleitadas entre camadas argilosas. Formada por um pulso
trativo em meio a processos decantativos. Durante a breve ação dos fluxos trativos,
enquanto os siltes são transportados, as argilas permanecem em suspensão até a
quiescência do fluxo, quando então são depositadas abundantemente. Schieber (1991)
sugere que este tipo de microestrutura pode representar a migração de microondulações
assimétricas sob a superfície lamosa, sedimentação episódica por fluxos hiperpicnais e
turbidíticos de baixa densidade, ou ainda processos de ressedimentação por
tempestades. O’Brien et al. (1998) advoga que intercalações de camadas milimétricas
ou centimétricas de silte e argila oferece evidência de sedimentação episódica. Ocorre
nas amostras 10 e 12 no perfil da figura 4.
19
Microacamamento Gradacional (Figura 6-C) – Variação gradual de granulometria da
base para o topo. Seu tamanho pode variar de submilimétrico a centimétrico. Pode ser
normal, quando se inicia com contato nítido (geralmente erosivo) e sedimentos de maior
granulometria na base, que são substituídos em direção ao topo por sedimentos de
menor granulometria, caracterizando uma diminuição na energia do fluxo, ou Inversa,
quando exibe um contato basal não nítido, sendo substituído em direção ao topo por um
aumento na granulometria. Este tipo de microestrutura pode ser gerada por processos de
ressedimentação por ação de ondas ou desaceleração de fluxos trativos, tais como
correntes de turbidez, correntes de fundo ou ainda atribuídas a fases iniciais e finais de
fluxos hiperpicnais de baixa densidade (Schieber, 1991; Mulder et al., 2003). Ocorre
nas amostras 1, 2, 4, 7, 8, 9, 10 e 11 no perfil da figura 4.
Micromarca de Corrugação (Figura 6-C) – Cristas convexas bem marcadas ou não,
separadas por calhas milimétricas em formato de “U” ou “V”, ocorrendo no topo das
camadas argilosas. Podem ainda apresentar-se sob aspecto ondulado sem padrão bem
definido, onde se observam estruturas semelhantes a filamentos, que saem das camadas
argilosas em direção às camadas sílticas ou arenosas na parte superior. Formada pelo
crescimento irregular do tapete microbiano ou biofilmes, o qual, além de armadilhar
sedimentos finos, também deforma a superfície deposicional. Essas cristas podem ser
confundidas com micromarcas de sobrecarga. No entanto, sua diferenciação deve-se ao
fato de poderem incorporar micas e pelotas de argila, armadilhadas pela trama
microbiana. Kumar & Pandey (2007) chamam atenção para o fato de que a gênese deste
tipo de microestrutura em rochas microclásticas pode ser puramente inorgânica em
20
função de sua natureza coesiva das argilas. Ocorre nas amostras 1, 2 e 7 no perfil da
figura 4.
Microlaminação Plano-paralela (Figura 6-D) – Conjunto de lâminas que variam de
espessuras submilimétricas a centimétricas, paralelas a superfície de acamamento. Estas
laminações individualizam-se por variações composicionais (mineralógicas e orgânicas)
texturais e de cor. São compostas predominantemente de material síltico e reconhecidas
como contínuas em função da persistência lateral. Formada por decantação ou tração de
finos em suspensão turbulenta em meio subaquoso, pela flutuação cíclica de energia, de
condições de oxi-redução e da produtividade orgânica ou até pelo desenvolvimento de
tapetes microbianos. Este tipo de microestrutura é comumente observada em regiões de
altas taxas de acumulação ou onde o retrabalhamento físico é intenso (Kuehl et al.
1991). Ainda segundo os autores, os contatos basais bruscos sugerem correntes de
energia elevada, capazes de erosionar argilas semi-consolidadas. Ocorre nas amostras 1,
3, 6, 8, 10, 11, 12 e 14 no perfil da figura 4.
Micromarca de Ondulação Assimétrica (Figura 6-E e 6-F) – Ondulações milimétricas
ou centimétricas em silte. Apresentam-se como cristas retilínias ou sinuosas, separadas
por depressões. É possível observar laminações (submilimétricas ou milimétricas)
internas que mostram acreção frontal. Outro aspecto interessante é o fato de que muitas
destas microestruturas vistas em corte frontal são confundidas com “microlaminações
plano-paralelas”. A figura 6-F.1 mostra um corte lateral onde pode ser observada a
sigmóide da microestrutura (Laminações submilimétricas em down lap). É formada por
fluxo unidirecional trativo (corrente). Schieber & Yawar (2007) relata a ocorrência de
feições similares em intervalos microclásticos da Formação Eau Claire do Cambriano
21
superior, localizada no Estado de Indiana (EUA), e interpretada como o registro de uma
plataforma epicontinental dominada por tempestades. Aigner & Reineck (1982)
sugerem que correntes amplificadas por tempestades podem transportar sedimentos de
granulometria mais grossa (silte ou areia muito fina) ou argila floculada da plataforma
para costa-afora, região onde predomina deposição de finos e processos decantativos e
gerar este tipo de microestrutura. Este tipo de microestrutura também pode ser gerada
por processos hiperpicanais, os quais atuam como eficientes mecanismos de transporte
de material síltico para costa-afora (Imran & Syvitsky, 2000; Mulder et al., 2003).
Ocorre nas amostras 1, 7, 14 e 15 no perfil da figura 4.
22
FIGURA 6. Estampa representando as principais microestruturas físicas que o correm na Formação
Ponta Grossa. Fotomicrografia (A): Micromarca de sobrecarga; Fotomicrografia (B): Micromarca de
calha e Micromarca lenticular vista na parte superior; Fotomicrografia (C): Micromarca de corrugação
vista na base da microcamada de silte grosso. Observar a presença do icnogênero Asterosoma isp.
Fotomicrografia (D): Microlaminação plano-paralela; Fotomicrografia (E): Micromarca de ondulação
assimétrica; Fotomicrografia (F): Esta figura mostra uma micromarca de ondulação assimétrica que
poderia ser confundida com uma microlaminação plano-paralela quando vista de frente em perfil, a figura
(F.1) mostra um corte lateral onde pode se observar o formato sigmoidal da microestrutura e suas
microlaminações internas. As escalas utilizadas correspondem a 3mm.
23
MICROESTRUTURAS BIOGÊNICAS
Planolites isp. (figura 7-A) – Tubo em que se observa seção transversal circular a
elíptica de dimensão milimétrica, com preenchimento síltico em meio a matriz argilosa.
É reconhecido como um icnito de alimentação (Fodinichnia), sendo produzida por
animais vermiformes sedimentívoros. Algumas destas microestruturas apresentam
argilosidade ou piritização nas bordas. As partículas de argila nas bordas são
aprisionadas pelo muco segregado pelo organismo com o intuíto de facilitar sua
locomoção no substrato ou estabilizar as paredes do tubo. A presença deste muco,
favorece o desenvolvimento de colônias de bactérias que induzem a precipitação de
pirita (Buatois et al. 2002; Gibert & Ekdale, 2002). Ocorre nas amostras: 1, 3, 4, 7, 8, 9,
10, 11, 12, 14 e 15 no perfil da figura 4 e 1, 3, 4, 5, 6, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17
e 18 no perfil da figura 3.
Gyrolithes isp. (figura 7-B) – Escavação sinuosa a helicoidal de dimensão centimétrica,
orientadas verticalmente em relação à estratificação. Assume-se que tenha sido gerada
num substrato semiconsolidado ou brando (softground) adquirindo esta forma mais
horizontalizada (padrão meandrante), devido à posterior compactação. É reconhecido
como icnito de habitação (Domichnia), produzido por artrópodes crustáceos decápodes.
Ocorre na amostra 3 no perfil da figura 4.
Helminthopsis isp. (figura 7-C) – Pistas milimétricas de preenchimento maciço, não
ramificadas. Em planta, podem apresentar-se irregularmente sinuosas e sem
intercruzamentos entre si. Ocorre em grande parte das amostras. É reconhecido como
icnito de pastagem (Pascichnia), produzido por anelídeos poliquetos e possivelmente
24
priapulídeos. Ocorre nas amostras: 1, 2, 3, 4, 5, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14 e 15 no perfil
da figura 4 e 1, 3, 4, 5, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 17, 18 e 19 no perfil da figura 3.
Zoophycos isp. (figura 7-D) – Escavações horizontais centimétricas com spreite
internos. Podem apresentar-se com contornos ou limites bem definidos ou não. É
reconhecido como um icnito de alimentação (Fodinichnia), produzido por anelídeos
poliquetos, sipunculídeos, foronídeos e equiúros; mostrando o deslocamento do animal
vermiforme explorando a matéria orgânica no sedimento. Ocorre nas amostras: 1 e 8 no
perfil da figura 4 e 3, 8, 12, e 18 no perfil das figura 3.
Terebellina isp. (figura 4-E) - Escavações horizontais, leve a fortemente encurvadas,
apresentando seção elíptica de diâmetro milimétrico com paredes preenchidas por
material síltico. O efeito horizontalizado da elipse deve-se a posterior compactação do
substrato. É considerado um icnito de habitação (Domichnia), produzido por
organismos suspensíveros semelhante aos anelídeos poliquetas sabeliaiídeos. Ocorre na
amostra 12.
Teichichnus isp. (figura 4-F) – Estruturas septadas horizontais a oblíquas e irregulares,
de dimensão centimétrica assemelhando-se a spreite. O processo de
locomoção/alimentação do animal gera segregação de silte e argila. É reconhecido como
icnito de alimentação (Fodinichnia), provavelmente produzido por anelídeos e
artrópodes. Ocorre na amostras: 15 no perfil da figura 4 e 16 da figura 3.
Asterosoma isp. (figura 3-C) – Tubos elípticos ou semicirculares de dimensão
centimétrica constituídas de lâminas delgadas concêntricas de silte fino e argila em
25
torno de um tubo central. É reconhecido como icnito de alimentação (Fodinichnia),
provavelmente produzido por artrópodes crustáceos e organismos vermiformes. Ocorre
na amostras: 2 no perfil da figura 4 e 2, 5, 7, 10 e 16 no perfil da figura 3.
FIGURA 7. Estampa representando as principais microestruturas biogênicas que ocorrem na Formação
Ponta Grossa. Fotomicrografia (A): Planolites isp.; Fotomicrografia (B): Gyrolithes isp.; Fotomicrografia
(C): Helminthopsis isp.; Fotomicrografia (D): Zoophycos isp., cortado pelo icnogênero Helminthopsis
isp.; Fotomicrografia (E): Terebellina isp.; Fotomicrografia (F): Teichichnus isp. As escalas utilizadas
correspondem a 3mm.
26
DISCUSSÃO
MEMBRO JAGUARIAÍVA – TRATO TRANSGRESSIVO
As amostras referentes ao Membro Jaguariaíva são caracterizadas por serem
essencialmente sílticas (areia muito fina ocorre dispersa pela amostra ou concentrada
em bioturbações), de coloração acinzentada, fossilíferas, abundantes em microestruturas
biogênicas e quase ausentes de microestruturas físicas. Pirita ocorre preenchendo
bioturbações ou no interior de cistos tasmanites.
Grande parte das amostras revela uma microtrama caótica e ausência de
microestruturas físicas primárias (ou deposicionais), ficando estes atributos restritos as
amostras que caracterizam as superfícies de inundação observadas no perfil litológico
da figura 3. Estes intervalos são materializados por rochas microclásticas de cores cinza
escuro a preto, finamente laminadas e ricas em matéria orgânica (Figura 2).
Segundo O’Brien & Slatt (1990) o comportamento faciológico das amostras
analisadas é típico de fácies marinhas transgressiva. Durante a fase inicial da
transgressão prevalece a deposição em condições óxicas/disóxicas
À medida que a transgressão avança e encontra águas relativamente rasas, a ação de
ondas pode resuspender os sedimentos previamente depositados e oxigenar o fundo
marinho, gerando assim, condições favoráveis a colonização do substrato por
organismos. Em condições favoráveis esses organismos podem remobilizar todo o
sedimento na busca por alimento, gerando assim uma microtrama caótica e o aspecto
mosqueado do sedimento. No entanto, com a subida relativa do nível do mar, estas
zonas passam a ter menor oxigenação e o incremento da lâmina d’água favorece a
deposição por processos decantativos em condições anóxicas.
27
MEMBRO SÃO DOMINGOS – TRATO DE MAR ALTO
As amostras do Membro São Domingos são caracterizadas por laminações e
camadas delgadas de silte e areia muito fina intercaladas a camadas argilosas de cores
que variam de cinza escuro a negro, abundância de microestruturas físicas e biogênicas.
Pirita ocorre dispersa pelas amostras. Este padrão faciológico associado a abundância de
material fitoclástico permite a interpretação de um ambiente de baixa energia sujeito a
aporte periódico de material continental por fluxos hiperpicnais e ação de tempestades
(O’Brien, 1998; Plink-Björklund & Steel, 2003).
Grande parte das amostras mostram microtrama orientada, exceto as amostras 13,14
e 15 observadas no perfil litológico da figura 4, que são caracterizadas por um aspecto
mosqueado onde o retrabalhamento por organismos é mais intenso.
Dentre as microestruturas físicas, ocorrem frequentemente uma série de feições
associadas a fluxos de corrente (laminações, ondulação assimétrica, microgradação e
outras), mostrando que o ambiente era sujeito a esporádicos fluxos trativos.
A primeira parassequência revela uma baixa variedade de icnogêneros e intensidade
de bioturbação, sendo estas observadas localmente. A parte basal da segunda
parassequência também apresenta um comportamento faciológico similar a primeira, no
entanto, a partir da amostra 8 observa-se um aumento no índice de retrabalhamento do
substrato (bioturbações) e sensível diminuição de material fitoclástico. A observação
destes atributos fica evidente nas amostras 12, 13, 14 e 15; onde é possível identificar
também um incremento na variedade de icnogêneros (Terebellina isp. e Teichicnus
isp.).
A observação dos contatos basais das laminações delgadas são pontos chaves para
interpretação dos processos atuantes. Kuehl et al. (1991) descreve camadas delgadas de
silte com contatos bruscos na base, intercalados a uma matriz argilosa, indicando que a
28
formação das mesmas é geralmente precedida pelo aumento da força de cisalhamento de
fundo e consequente erosão do substrato. Estes contatos também podem ser irregulares
e conter microclastos de argila, indicando correntes de magnitude suficientemente altas
para erodir argilas semi-consolidadas.
29
CONCLUSÃO
Este estudo permitiu o reconhecimento de dois grupos distintos de microestruturas,
uma de origem física (ou hidrodinâmicas) e outra biogênica que ocorrem nos membros
microclásticos Jaguariaíva (trato transgressivo) e São Domingos (trato de mar alto) da
Formação Ponta Grossa.
A icnocenose estabelecida a partir do conjunto de microestruturas biogênicas que
aparecem sob formas horizontalizadas e inclinadas descritas anteriormente, permitiu a
caracterização da icnofácies cruziana distal para o contexto geral do paleoambiente.
Esta icnofácies é representada por baixa diversificação de categorias etológicas (sejam
horizontais ou inclinadas) e icnogêneros, variando em termos de ocorrência abaixo do
nível base de ondas normais até níveis de baixa energia em águas profundas e calmas de
costa-afora (Pemberton et al., 2001; Buatois et al., 2002).
As amostras do Membro Jaguariaíva apresentam-se totalmente bioturbadas, quase
ausentes de microestruturas físicas, e uma microtrama caótica, exceto por aquelas que
ocorrem representando a superfície de inundação máxima (amostra 20).
As microestruturas físicas representadas por feições erosivas associadas a fluxos
trativos ocorrem preferencialmente no Membro São Domingos (trato de mar alto) e
sugere a ação de correntes de fundo atuando no substrato. A quase ausência de
microestruturas físicas no trato transgressivo é decorrente da reelaboração do substrato
por organismos, que acabam por obliterar a microtrama deposicional.
Diferentemente do trato transgressivo, onde as amostras apresentam uma microtrama
caótica atribuída à reelaboração biogênica, o trato de mar alto apresenta num contexto
geral, amostras com microtrama relativamente orientadas, refletindo assim a alternância
de fluxos trativos e processos decantativos.
30
As microestruturas biogênicas que ocorrem no Membro são Domingos (TSMA)
apresentam maior diversidade em relação ao Membro Jaguariaíva (TST), porém menor
índice de bioturbação provavelmente relacionado a condições paleoambientais
estressantes.
Pereira et al., (2007) relaciona que o aparecimento do icnogênero Terebellina isp.,
representa a porção mais distal da área abrangida pela da icnofácies cruziana. No
entanto a presença ou ausência de um icnogênero não é suficiente para atestar o caráter
distal ou proximal da icnofácies (Pemberton et al., 2001). Sendo assim, sugere-se uma
icnofácies cruziana empobrecida num contexto de costa-afora distal (lower offshore)
para a primeira parassequência da figura 4.
Este caráter empobrecido da icnofácies pode ser gerado pelo aporte de água doce
fluvial e aumento local na taxa sedimentar, mostrando assim a influência de um possível
sistema deltaico em condições de mar alto ou intensa sedimentação durante episódios de
inundações, fato este, apoiado pela abundância de microestruturas físicas (erosionais),
intercalação de camadas milimétricas e sub-milimétricas de silte, areia muito fina e
detritos vegetais.
A diminuição de detritos vegetais, o incremento de icnogêneros e aumento na
intensidade da bioturbação na parte superior da segunda parassequência sugere uma
menor influência fluvial, que acaba por favorecer o desenvolvimento normal da
icnofácies cruziana distal.
Estes fluxos poderiam explicar a abundância de material detrítico vegetal, a
faciologia descrita em grande parte do perfil litológico da figura 4 e a constituição da
matéria orgânica tipo II predominante por toda Formação Ponta Grossa.
31
REFERÊNCIA BIBLIOGRÁFICA
AIGNER, T. & REINECK, H. E. Proximality trends in modern storm sands from the
Helgoland Bight (North Sea) and their implications for basin analysis.
Senckenbergiana Maritima, v. 14, p. 183-215, 1982.
BASS, J. H. & BEST, J. L.Turbulence modulation in clay-rich sediment-laden flows
and some implications for sediment deposition. Journal of Sedimentary Research,
v.72, n. 3, p. 336-340, 2002.
BENNETT, R. H.; O’ BRIEN, N. R. & HULBERT, M. H. Determinants of clay and
shale microfabric signatures- processes and mechanismis. In: BENNETT, R. H.;
BRYANT, W. R. & HULBERT, M. H. Microestructure of Fine-Grained Sediments.
New York: Spring Verlag, p. 5-32, 1991.
BERGAMASCHI, S. & PEREIRA, E. Caracterização de sequências deposicionais de 3ª
ordem para o Siluro-devoniano na sub-bacia de Apucarana, bacia do Paraná, Brasil. In:
MELO, J.H.G. & TERRA, G.J.S. (Eds). Correlação de sequências paleozóicas Sul-
americanas, Petrobras Ciência–Técnica–Petróleo, Seção Exploração de Petróleo, n. 20,
p. 63-73, 2001.
BERGAMASCHI, S. Análise estratigráfica do Siluro-Devoniano (Formações
Furnas e Ponta Grossa) da sub-bacia de Apucarana. São Paulo, 1999. 167 p.Tese
(Doutorado em Geociências) - Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo.
32
BUATOIS, L. A.; MÁNGANO, M. G. & ACEÑOLAZA, F. G. Trazas Fósiles:
Señales de comportamiento en el registro estratigráfico. Bahía Blanca: MEF- Museo
Paleontológico Egidio Feruglio, 382 p., 2002.
CAMPBEL, C. V. Lamina, laminaset, bed and bedset. Sedimentology, v. 8, p. 7-26,
1967.
DINIZ, M. N. Interpretação ambiental da Formação Ponta Grossa na parte central da
bacia do Paraná. São Paulo, 1985. 148 p. Dissertação (Mestrado em Geociências) -
Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo.
DROSER, M.L & BOTTJER, D. J. Ordovician increase in extent and depth of
bioturbation: Implications for understanding early Paleozoic ecospace utilization.
Geology, v. 17, p 850-852, 1989.
ESTEBAN, S. B. Biogenic and physical sedimentary structures in latest Cambrian-
earliest Ordovician mudrock fácies (Famatina Range, northwestern Argentina).
Geologica Acta, v. 1, n. 1, p. 95-94, 2003.
FAAS, R. W. & O’BRIEN, N. R. The signatures of Clay microestructure – overview.
In: BENNETT, R. H.; BRYANT, W. R. & HULBERT, M. H. Microestructure of
Fine-Grained Sediments. New York: Spring Verlag, p. 3-4, 1991.
33
FERNANDES, A. C.; BORGHI, L.; CARVALHO, I. S. & ABREU, C. J. Guia dos
Icnofósseis de Invertebrados do Brasil. Rio de Janeiro: Editora Interciência, 260 p.;
2002.
FRIEDMAN, G. M.; SANDERS, J. E. & KOPASCA-MERKEL, R. G. Principles of
sedimentary deposits: Stratigraphy and Sedimentology. New York: Macmillan Publ.
Co., 717 p.; 1992.
GIBERT, J. M. & EKDALE, A. A. Ichnology of a restricted epicontinental sea, Arapien
Shale, Middle Jurassic, Utah, USA. Palaeogeography, Palaeoclimatology,
Palaeoecology, v. 183 p. 275-286, 2002.
GRAHN, R. L.; MAULLER, P. M.; BREUER, P.; BOSSETI, E. P.; PEREIRA, E. &
BERGAMASCHI, S. The Furnas/Ponta Grossa contact and the age of the lowermost
Ponta Grossa Formation in the Apucarana sub-basin (Paraná basin, Brazil): Integrated
palynological age determination. Revista brasileira de paleontologia v. 13, n. 2, p. 89-
102, 2010.
GRAHN, R. L.; PEREIRA, E. & BERGAMASCHI, S. Silurian and lower devonian
chitinozoan biostratigraphy of the Paraná basin in Brazil and Paraguay. Palynology, v.
24, p. 147-176, 2000.
GRAHN, Y. Revision of Silurian and Devonian strata of Brazil. Palynology, v. 16, p.
35-61, 1992.
34
IMRAN, J. & SYVITISKY, J. P. M. Impact of extreme river events on the coastal
ocean. Oceanography, v. 13, n. 3, p. 85-92, 2000.
INGRAN, R. L. Fissility of mudrocks. GSA Bulletin, Tulsa, v. 64, n.8, p. 869-878,
1953.
KUEHL, S. A.; HARIU, T. M.; SANFORD, M. W.; NITTROUER, C. A. &
DeMASTER. In: BENNETT, R. H.; BRYANT, W. R. & HULBERT, M. H.
Microestructure of Fine-Grained Sediments. New York: Spring Verlag, p. 33-45,
1991.
KUMAR, S. & PANDEY, S. K. Microbial mat-induced sedimentary structures in the
Neoproterozoic Bundi Hill Sandstone, Indargarh area, Rajasthan. Currente Science, v.
93, n. 7, p. 1009-1012, 2007.
LANGE, F. W. & PETRI, S. The Devonian of Paraná. In: BIGARELLA, J. J.
Problems in Brazilian Devonian Geology. Boletim Paranaense de Geociências, n.
21/22, p. 05-51, 1967.
LOBOZIAK, S.; MELO, J.H.G.; STEEMANS, P.; BARRILARI, I.M.R. Miospore
evidence for pré-Emsian and latest Famennian sedimentation in the Devoniano from the
Paraná basin, south Brazil. Anais da Academia Brasileira de Ciências, n. 67, p. 391-
392, 1995.
35
LOBZA, V. & SCHIEBER, J. Biogenic sedimentary structuresproduced by worms in
soupy, soft muds: Observations from the Chattanooga shale (Upper devonian) and
experiments. Journal of Sedimentary Research, v. 69, p. 1041-1049, 1999.
MAACK, R. Breves notícias sobre a Geologia dos Estados do Paraná e Santa Catarina.
Arquivos de Biologia e Tecnologia, v.12, p. 63-154, 1947.
MACQUAKER, J. H. S. & ADAMS, A. E. Maximizing information from fine-grained
sedimentary rocks: an inclusive nomenclature for mudstones. Journal of Sedimentary
Research, v. 73, n.5, p. 735-744, 2003.
MELO, J. G. H. The Malvinokaffric realm in the Devoniano of Brazil. In:
MCMILLAN, N.; EMBRY, A. F. & GLASS, O. J. (Eds.) Devonian of the world.
Canadian Society of Petroleum Geologists Memoir 14, p. 669-703.
MILANI, E. J. Evolução tectono-estratigráfica da bacia do Paraná e seu
relacionamento com a geodinâmica Fanerozóica do Gondwana sul-ocidental. Rio
Grande do Sul, 1997. 255 p. + volume de anexos.Tese (Doutorado em Geociências) -
Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul.
MILANI, E. J.; MELO, J. H. G.; SOUZA, P. A.; FERNANDES, L. A. & FRANÇA, A.
B. Bacia do Paraná. Boletim de Geociências Petrobras, v. 15, n. 2, p. 265-287, 2007.
36
MULDER, T.; SYVITSKI, J. P. M.; MIGEON, S.; FAUGÈRES, J.C. & SAVOYE, B.
Marine hyperpycnal flows: initiation, behavior and related deposits. A review. Marine
and Petroleum Geology, v. 20, p. 861-882, 2003.
O’BRIEN, N. R. AND SLATT, R. M. Argillaceous rock Atlas. New York: Springer
Verlag, 141 p., 1990.
O’BRIEN, N. R. Significance of lamination in Toarcian (Lower Jurassic) shales from
Yorkshire, Great Britain. Sedimentary Geology, v. 67, p. 25-34, 1990.
O’BRIEN, N. R.; BRETT, C. E. and WOODARD, M. J. Shale fabric as a clue to
sedimentary process – example from the Williamson-Willowvale Shales (Silurian),
New York. In: SCHIEBER, J.; ZIMMERLE, W. & SETHI, P. Shale and Mudstones
II. Stuttgard: Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, p. 55-66, 1998.
OLIVEIRA, S. F. Palinologia da sequência devoniana da bacia do Paraná no Brasil,
Paraguai e Uruguai: Implicações biocronoestratigráficas, paleoambientais e
Paleogeográficas. São Paulo, 1997. 222 p. Tese (Doutorado em geociências) – Instituto
de Geociências, Universidade de são Paulo.
PEMBERTON, S. G.; SPILA, M.; PULHAM, A. J.; SAUNDERS, T.;
MACEACHERN, J. A.; ROBBINS, D. & SINCLAIR, I. K. Ichnology & Sedimentoly
of Shallow to Marginal Marine Systems: Bem Nevis & Avalon Reservoirs, Jeanne
D’ Arc Basin. Newfoundland: Geological Association of Canada, 343 p., 2001 (Short
course notes, 15).
37
PEREIRA, E.; AGUIAR, A. P. O.; FREITAZ-BRAZIL, F. A. & BLAZUTTI, D.
Estratigrafia de alta resolução e o registro icnofaciológico. In: Carvalho, I. S. &
Fernandes, A. C. S. (Eds). Icnologia. São Paulo: Sociedade Brasileira de geologia, Série
Textos n. 3, 2007.
PETRI, S. Contribuição ao estudo do Devoniano Paranaense. Boletim da divisão de
Geologia e Mineralogia, DNPM, n. 129, p. 1-125, 1948.
PLINK-BJÖRKLUND, P. & STEEL, R. J. Initiation of turbidity currents: outcrop
evidence for Eocene hyperpycnal flow turbidites. Sedimentary Geology, v. 165, p. 29-
52, 2004.
POTTER, P. E., MAYNARD, J. B. & DEPETRIS, P. J. Mud and Mudstones. Berlin:
Springer Verlag, 297 p., 2005.
SCHIEBER, J. & YAWAR, Z. A new twist on mud deposition – Mud ripples in
experiment and rock record. The Sedimentary Record, v. 7, n. 2, p. 4-8, 2007.
SCHIEBER, J. Microbial mats on muddy substrates – examples of possible sedimentary
features and underlying processes. In: SCHIEBER, J.; BOSE, P. K., ERIKSSON, P. G.,
BANERJEE, S.; SARKAR, S.; ALTERMANN, W. & CATUNEANU, O (Eds). Atlas
of Microbial Mat Features Preserved Within The Siliciclastic Rock Record.
Amsterdan: Elsevier, p. 117-133, 2007. (a)
38
SCHIEBER, J. Oxidation of detrital pyrite as a cause for Marcasite Formation in marine
lag deposits from the Devonian of the eastern US. Deep-Sea Research II, v. 54 p.
1312–1326, 2007. (b)
SCHIEBER, J. Sedimentary structures: textures and depositional settings of shales from
the lower belt supergroup, mid-proterozoic, Montana, U. S. A. In: BENNETT, R. H.;
BRYANT, W. R. & HULBERT, M. H. Microestructure of Fine-Grained Sediments.
New York: Spring Verlag, p. 101-108, 1991.
SCHIEBER, J. Sedimetary features indicating erosion, condesation, and hiatuses in the
chattanoga Shale of Central Tennessee: relevance for sedimentary and stratigraphic
evolution. In: SCHIEBER, J.; ZIMMERLE, W. & SETHI, P. Shale and Mudstones I.
Stuttgard: Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, p. 187-216, 1998.
SCHIEBER, J. Simple gifts and burried treasures – Implications of finding bioturbation
on erosion surfaces in Black shales. The Sedimentary Record, v. 1, n. 2 p. 4-8, 2003.
SEILACHER, A. Sedimentological classification and nomenclature of trace fossils.
Sedimentology, v. 3, p. 253-256, 1964.
Anexo B – Artigo a ser enviado à revista Geociências da UNESP
O conceito de microfácies sedimentares e sua aplicação ao estudo de rochas sedimentares microclásticas.
1
O CONCEITO DE MICROFÁCIES SEDIMENTARES E SUA APLICAÇÃO AO ESTUDO
DE ROCHAS MICROCLÁSTICAS (FOLHELHOS).
Thiago Gonçalves Carelli 1, 2
Leonardo Borghi 2
(1) Programa de Pós-graduação em Geologia, UFRJ.
(2) Laboratório de Geologia Sedimentar, Departamento de Geologia, IGEO, CCMN,
Universidade Federal do Rio de Janeiro. Av. Athos da Silveira Ramos, 274, Sl/ J1-11, CEP
21941-916, Rio de Janeiro, RJ, Brasil. E-mail: [email protected]; [email protected]
Introdução
Microfácies
Microfácies - Abordagem inicial
Microfácies - Outras abordagens
Microfácies - Aplicação
Microfácies - Abordagem proposta
Atributos Diagnósticos
O Processo de Caracterização
Discussão
Conclusão
Referências Bibliográficas
2
RESUMO - O termo “microfácies” está condicionado a um conjunto de atributos observados
preferencialmente por técnicas de microscopia, embora existam diferentes conceitos e
aplicações. No entanto, ainda hoje é comum encontrar divergências de conceitos e diferentes
aplicações. A caracterização de uma microfácies não deve ser encarada como uma simples
descrição petrográfica, mas sim como uma análise peculiar que envolve diferentes técnicas
descritivas e escalas (variação estratal), cujo objetivo é a interpretação de processos
sedimentares, proveniência e paleoambientes. Quando aplicados a rochas microclásticas (<
0,062mm) mais conhecidas como “folhelhos”, a caracterização de microfácies contribui
efetivamente na caracterização de propriedades que poderão favorecer sua atuação como
geradoras, selantes ou reservatórios em sistemas petrolíferos.
Palavras-chave: Microfácies, Rochas Microclásticas, Folhelho, Formação Ponta Grossa,
ABSTRACT – CARELLI, T. G. & BORGHI, L. The microfacies concept and its application to
study of microclastic rocks (shales). Microfacies is a term constrained to a sort of sedimentary
attributes observed preferably by microscopic techniques, although the existing diversity of
concepts and applications of it. The microfacies characterization should not be taken as a simple
petrographic description, but a peculiar analysis that involves many distinct descriptive
techniques and scales (stratal variation), aiming sedimentary processes, provenance and
paleoenvironmental/ paleotecnonic/ paleoclimatic interpretations. When applied to microclastic
rocks (< 0.062mm), usually refered to as “shales”, this characterization also helps in the
understanding reservoir versus sealing efficiency, besides their own source rock characteristics in
petroleum systems.
Keywords: Microfacies, microclastic rocks, Shale, Ponta Grossa Formation.
3
INTRODUÇÃO
Rochas sedimentares microclásticas (terrígenas) são aquelas compostas
predominantemente por partículas de granulometria fina, menores que 0,062 mm. Estas rochas,
coloquialmente referidas como “folhelhos”, “lamitos”, “pelitos” e “lutitos” hoje constituem um
tema de fronteira dentro da Geologia Sedimentar, sobretudo quando aplicada à Geologia do
Petróleo, na qual são reconhecidas não só como geradoras e selantes, mas também como
reservatórios de baixa permeabilidade (shale gas) em função de sua natureza. As maiores
dificuldades em seu estudo encontram-se relacionadas à classificação litológica; à observação e
classificação de microestruturas, microtramas e microtexturas; assim como sua classificação
segundo o conceito de microfácies, utilizado diferentemente por cada autor.
O termo de campo “folhelho” deve ser aplicado a qualquer rocha predominantemente
microclástica físsil, porém ao contrário dos seus cognatos (lamito, pelitos e lutitos), sem
fissilidade; enquanto que os termos petrográficos siltito e argilito a rochas microclásticas entre
0,062 mm e 0,004 mm e abaixo de 0,004mm respectivamente.
A análise sedimentológica de rochas microclásticas requer estudos petrográficos
microscópicos de rotina (em luz fotônica transmitida, polarizada) ainda pouco aplicados, até
mesmo pela dificuldade de confecção de lâminas delgadas. Quando aplicados a rochas
microclásticas, tais estudos baseavam-se em observações de poucos de seus atributos, que
inicialmente envolviam frequentemente apenas a identificação de minerais autigênicos e opacos
(óxidos) e o arranjo espacial das partículas sedimentares, além da granulometria (observados no
campo da fração silte) devido à dificuldade de observações em função do tamanho pequeno de
seus componentes individuais (cf. Mabesoone, 1974); o que hoje não se mostra mais adequado,
uma vez que existem outros atributos que podem ser observados através de recursos de
4
microscopia por luz trasmitida/refletida e, posteriormente, utilizados para a caracterização de
microfácies. Além disso, técnicas de MEV/EDS e DRX tornaram-se mais acessíveis, facilitando
a análise rotineira da fração argila e até da microtrama.
O presente trabalho objetiva uma revisão do conceito de microfácies, bem como dos
parâmetros descritivos aplicados ao estudo faciológico de rochas microclásticas, pois o
reconhecimento da qualidade sedimentológica destas rochas em estudos de exploração de
hidrocarbonetos permite determinar heterogeneidades que influenciam no seu papel em sistemas
petrolíferos, além de permitir a inferência de processos sedimentares que atuaram no momento
de sua deposição e após na discussão de paleoambientes, história de soterramento e diagênese.
5
MICROFÁCIES
MICROFÁCIES – ABORDAGEM INICIAL
Remete-se a Brown (1942) o primeiro emprego do termo “microfácies” para referir-se a
observações de rochas sedimentares em microescala realizadas a partir de lâminas petrográficas,
utilizando técnicas de microscopia de luz fotônica transmitida/polarizada, sem fazer alusão ao
tipo litológico. Em seguida, Cuvillier (1952) emprega-o em uma série de observações
petrográficas e paleontológicas efetuadas igualmente por meio de microscopia.
O avanço na pesquisa de rochas carbonáticas durante as décadas de 1960 e 1970,
impulsionado por estudos de reservatórios de hidrocarbonetos principalmente sob o enfoque
microscópico, ofereceu um substancial progresso na aplicação do termo microfácies. Os estudos
resultantes constituíam uma parte essencial na análise de fácies sedimentares e interpretações
paleoambientais, propiciando uma utilização mais rotineira desse termo. Dentre os trabalhos que
mais contribuíram ao estudo inicial de microfácies carbonáticas destacam-se os de Carozzi et al.
(1973) e Wilson (1975).
Carozzi et al. (1973), ao estudarem a Formação Bonfim, Cretáceo Superior da bacia de
Barreirinhas (margem Equatorial brasileira), descreveu 22 microfácies carbonáticas utilizando-se
unicamente de observações texturais, quando não seguidas de observações ecológicas,
agrupando-as posteriormente em 8 “microfácies compostas”, para estabelecer correlações ou
uma diagnose paleoambiental.
Wilson (1975) sumarizou 24 microfácies carbonáticas (Standard Microfacies Types -
SMF) como guia para a interpretação de paleoambientes deposicionais ao longo do Fanerozóico,
as quais consagraram o uso do termo.
6
Desta forma, o termo “microfácies” consagrou-se no estudo de rochas carbonáticas,
sendo pouco aplicado, desde então, a rochas terrígenas (siliciclásticos).
MICROFÁCIES – OUTRAS ABORDAGENS
Mendes (1984) define genericamente o termo microfácies como “variações horizontais
e/ou verticais de características litológicas e/ou paleontológicas de um pacote de sedimentos,
perceptíveis unicamente com o uso do microscópio e feitas por meio de lâminas delgadas”, o que
garante sua aplicação tanto em rochas carbonáticas quanto terrígenas.
Por outro lado Dickinson (1985) introduziu o conceito de “petrofácies” no estudo
faciológicos de arenitos por meio petrográfico. Seu trabalho tem como base a classificação e
quantificação de cristaloclastos de quartzo e feldspatos, além de fragmentos líticos, observados
através de lâminas delagadas; e sua associação com um tipo específico de área-fonte (ou
proveniência). Cada rocha fonte, dentro dessa perspectiva, responde por um contexto
geotectônico particular e, assim, por uma petrofácies distinta.
Dessa forma, apesar de o termo microfácies ser aberto à utilização para qualquer tipo de
rocha sedimentar, em rochas terrígenas (siliciclásticas) apenas o termo petrofácies consagrou-se
no estudo de arenitos.
A principal razão para a falta de estudos de microfácies em rochas microclásticas reside
na dificuldade de observação de seus atributos, além da necessidade de métodos não rotineiros
para identificá-los, tais como textura e trama, além de estruturas, que são normalmente
observados a olho nu ou lupa de mão em rochas macroclásticas (> 0,062mm).
7
MICROFÁCIES – APLICAÇÃO
Apesar dessas dificuldades, estudos petrográficos em rochas microclásticas vêm se
difundindo com diversas aplicações, principalmente quando relacionados a atividades de
exploração de hidrocarbonetos (e.g. Dawson & Almon, 2002), uma vez que estas rochas
participam ora como geradoras, ora como selantes e quiçá reservatórios de baixa permeabilidade
(shale gas).
Schieber (1999), estudando a distribuição de fácies sedimentares microclásticas no Grupo
Sonyea, Devoniano do Estado de Nova York (EUA), depositadas em paleoambientes de planície
de inundação continental (Walton Formation), plataforma marinha (Triangle Formation) e talude
(Johns Creek Shale), identificou seis associações de fácies microclásticas. No entanto, uma vez
que suas “fácies” foram definidas utilizando atributos observados através de lâminas delgadas
sob o microscópio petrográfico, estas podem ser entendidas como “microfácies”.
Dawson (2000) estudando o Grupo Eagle Ford, Cenomaniano/Turoniano do Estado do
Texas (EUA), cujas rochas foram depositadas num paleoambiente plataformal marinho, definiu 6
microfácies a partir de aspectos petrográficos (textura, mineralogia, conteúdo orgânico e
microfósseis), associando-as posteriormente a uma posição distinta dentro da estratigrafia
sequencial do grupo (i.e. sequencia transgressiva, sequencia de trato alto e seção condensada).
Dawson & Almon (2002), estudando amostras de rochas microclásticas miocênicas,
provenientes de poços perfurados em águas profundas na província do Golfo do México e
associadas a diferentes posições na estratigrafia sequencial (trato transgressivo, trato de mar alto
e seção condensada), utilizaram parâmetros baseados na composição, variação textural,
constituintes acessórios e saturação por injeção de mercúrio a alta pressão para caracterização de
10 microfácies baseadas no seu potencial selante.
8
Na literatura brasileira grande parte dos trabalhos relacionados a rochas microclásticas
tem foco na análise do conteúdo orgânico, sendo poucos os relacionados a petrografia,
identificação de microestruturas ou mesmo a caracterização microfácies. Dentre os mais
significativos podemos destacar os de Araújo et al., 2004; Torres-Ribeiro & Borghi, 2007 e
Huguenin et al., (2009).
Araújo et al. (2004) estudando a Formação Irati (Permiano, bacia do Paraná)
caracterizada por um paleoambiente de plataforma marinha, abordaram a interrelação entre a
microtrama sedimentar, o conteúdo orgânico e o potencial de redução do ambiente deposicional
a partir de litofácies microclásticas.
Torres-Ribeiro & Borghi (2007) utilizando os conceitos de Brown (1942) e Mendes
(1984) definiram 6 microfácies na Formação Tremembé (Oligoceno, bacia de Taubaté)
caracterizada por um paleoambiente lacustre hipersalino, associando-as a eventos (ou processos)
deposicionais distintos, com o intuito de subsidiar discussões do seu potencial como selantes e
geradoras.
Huguenin et al. (2009), estudando os “folhelhos” da Formação Ponta Grossa na borda
noroeste da bacia do Paraná, identificou 5 microfácies, caracterizando-as através de uma
diagnose e interpretação, além de atribuir-lhes um potencial selante ou reservatório baseado em
propriedades sedimentológicas. Seu estudo tinha como base a observação de parâmetros como
microtextura e microtrama (mais particularmente, proporção argila:silte:areia, organização
sedimentar da lâmina, microestruturas e orientação das micas, associado à composição
mineralógica) para a caracterização das microfácies.
9
MICROFÁCIES – ABORDAGEM PROPOSTA
Apesar de o termo “microfácies” hoje encontrar-se amplamente difundido na literatura,
nenhum autor apresenta uma definição precisa do ponto de vista operacional, particularmente
quanto aos seus atributos diagnósticos. Não obstante, Flügel (1982, 2010) descreve métodos de
análises, interpretações e aplicações de microfácies carbonáticas, definindo-as como a soma de
todos os dados paleontológicos e sedimentológicos que podem ser descritos e classificados por
meio de lâminas delgadas, seções polidas e amostras de mão. Todavia, o autor não precisa os
atributos que devem ser observados.
O termo “microfácies” é aqui então definido como uma “massa de sedimento ou rocha
sedimentar caracterizada e distinguida das demais por atributos como mineralogia, microtextura,
microtrama, microestruturas físicas e/ou biogênicas, microfósseis e conteúdo orgânico
particulado observado através de técnicas de microscopia, somados a atributos como cor,
fissilidade e variação estratal observados em escala megascópica”.
Esta definição é sugerida em relação às demais apresentadas, por englobar um conjunto
de atributos que podem ser reconhecidos em qualquer rocha, além das microclásticas em
diferentes escalas (micro- e megascópica) de observação.
A cor, um atributo frequentemente observado em litofácies (cf. Selley, 1970) deve ser
adicionada a descrição de uma microfácies, advindo de observações megascópicas em amostras
secas, uma vez que a humidade e outros fatores podem influenciar na caracterização da mesma.
Desta forma, o sucesso do estudo em rochas microclásticas depende fundamentalmente
da integração de observações de atributos em escala microscópica (litologia, microtrama,
microtextura, microestruturas, microfósseis e conteúdo orgânico particulado) e megascópica
(cor, fissilidade, fósseis e estruturas sedimentares e variação estratal), além de técnicas
10
disponíveis (microscopia de luz refletida/transmitida/fluorescente, MEV/EDS, DRX, anisotropia
de susceptibilidade magnética e EBSD entre outros).
Na figura abaixo (Figura1) observa-se um afloramento de rochas microclásticas
relativamente homogêneo, seja em função da escala de observação, ou mesmo pela ação de
processos intempéricos (capas lateríticas), no qual não é possível distinguir heterogeneidades ou
mesmo estruturas sedimentares. No entanto, ao migrar a escala de observação, utilizando uma
amostra com seção polida (escala megascópica), é possível observar a presença de microfósseis,
além de laminações milimétricas de siltitos, e quando observadas em laminas delgadas (escala
microscópica), somos capazes de observar atributos como o preenchimento de microestruturas
biogênicas, o arranjo das partículas sedimentares, e feições erosivas em microescala.
FIGURA 1. A integração de observações microscópicas (lâminas delgadas) e megascópicas (amostras de mão) faz-
se necessária para a caracterização de uma microfácies e sua inserção numa escala de afloramento, para a
caracterização de sucessões de microfácies.
11
ATRIBUTOS DIAGNÓSTICOS
Uma vez que o estudo de microfácies em rochas carbonáticas encontra-se amplamente
difundido na literatura (e.g. Carozzi et al., 1973 e Wilson, 1975), bem como metodologias de
análise, interpretações e exemplos de aplicação (Flügel, 1982; 2010), apresentaremos aqui os
principais atributos observados em rochas microclásticas.
Mineralogia – Suíte mineralógica que compõe a rocha. Dentre os minerais mais comuns
em rochas microclásticas na fração silte e areia destacam-se os quartzos, feldspatos, muscovitas,
biotitas, zircões e turmalinas que são observados através do microscópio petrográfico por luz
fotônica transmitida/polarizada (devido a sua natureza translúcida); além de pirita, marcassita,
hematita e ilmenita, entre outros, melhor observados em luz fotônica refletida (devido a sua
natureza opaca). Já na fração argila destacam-se os argilomeinerais, cuja observação está
condicionada ao uso de técnicas como DRX (difração de raios – X), MEV- EDS (microscópio
eletrônico de varredura - Energy Dispersive x-ray Spectrometer) e EBSD (Electron
backscattering Diffraction) devido ao tamanho muito pequeno das partículas.
Microtextura - Refere-se a aspectos como granulometria, seleção, esfericidade
(circularidade) e arredondamento (angulosidade) cuja observação está condicionada aos
sedimentos de tamanho silte e areia (e suas subclasses), que podem ocorrer concentradas em
lâminas, bioturbações ou disseminadas pela rocha. Outro aspecto importante a ser observado é a
razão areia:silte:argila e sua forma de ocorrência (disseminadas ou concentradas), pois reponde
pela classificação litológica da rocha.
Microtrama – Reflete a orientação, o empacotamento (contatos), a distribuição das
partículas sedimentares e a porosidade (Faas & O’Brien, 1991; Potter et al., 2005). Para rochas
12
microclásticas, a microtrama é usualmente classificada como orientada (partículas
horizontalizadas em relação ao acamamento) ou caótica (sem orientação preferencial) e pode ser
determinada através do microscópio petrográfico em luz transmitida/polarizada ou pela técnica
de anisotropia por susceptibilidade magnética (ASM).
Microestrutura – Reflete uma feição em microescala (escala de partículas) resultante de
processos físicos, químicos ou biológicos que retratam a forma e o compaço da acumulação dos
sedimentos (q.v. Carelli & Borghi, em “prep”, Anexo A). Dentre as microestruturas mais comuns
em rochas microclásticas, destacam-se as de origem física ou hidrodinâmicas (e.g. micromarcas
de calha, microondulações assimétricas, microlaminações plano-paralelas, micromarcas de carga
e chama e microacamamento gradacional, entre outras), as de origem biogênica (bioturbações) e
as de origem microbianas (micromarcas de corrugação). As microestruturas de tamanho
centimétrico são melhor observadas através do estereomicroscópio, enquanto que as de tamanho
milimétrico e submilimétricos devem ser observadas no microscópio petrográfico.
Microfósseis – Dentre os microfósseis comumente encontrados em rochas microclásticas
destacam-se os de carapaça carbonática (foraminíferos, ostracodes e nanofósseis), os de carapaça
silicosa (radiolários, diatomáceas e silicoflagelados) e os de parede orgânica (pólens, esporos,
quitinozoários, dinoflagelados, acritarcos e palinoforaminíferos). Estes podem ainda ser
estudados paralelamente por técnicas de micropaleontologia (q.v. Carvalho, 2004 p. 267-408).
Conteúdo orgânico – Reflete a presença, abundância e tipo (ou origem) da matéria
orgânica particulada (fitoclastos e palinomorfos) associada ao sedimento. A caracterização dessa
matéria orgânica pode ser realizada através de lâminas delgadas utilizando o microscópio
petrográfico de luz fluorescente. Não obstante, melhores resultados são obtidos através do estudo
paralelo de palinofácies (Tyson, 1993; Menezes et al., 2008).
13
Litologia – A litologia é dada pela composição e textura. No entanto, em rochas
microclásticas as classificações texturais são preteridas em relação às composicionais, uma vez
que estas requerem métodos não rotineiros de análise (q.v. Macquaker & Adams, 2003). Para a
classificação litológica sugerimos a contagem de 300 pontos por lâmina a fim de obter maior
confiabilidade e representatividade da amostra, além da utilização do diagrama ternário de Picard
(1971) dentre os demais difundidos na literatura (e.g. Dunbar & Rogers, 1957; Folk, 1974;
Shepard, 1973), uma vez que se detêm no discernimento textural da proporção areia:silte:argila.
Cor – A cor em rochas microclásticas tem relação direta com as condições físico-
químicas do pleoambiente deposicional (se oxidante ou redutor). A cor do sedimento ou rocha
deve ser determinada em amostras secas (amostras húmidas tendem a mostrar cores mais
escuras) através da escala de cores de Munsell.
Variação estratal – Reflete a representatividade da microfácies dentro de uma sucessão
em função da escala de observação.
Porosidade – Reflete o volume total de vazios da rocha. Tanto a porosidade quanto a
permeabilidade depende fundamentalmente da microtrama e microtextura (Soeder, 1988), sendo
estes atributos essenciais para a caracterização de microfácies selantes ou reservatório. Em
relação à morfologia, a porosidade em rochas microclásticas apresenta-se normalmente sob a
forma intergranular e de fratura. Sua observação pode ser realizada no microscópio petrográfico
em luz transmitida/polarizada, estando condicionada aos sedimentos silte/areia que ocorrem em
microestruturas físicas e biogênicas. Já para a granulometria argila, sua identificação está
condicionada ao uso do microscópio eletrônico por varredura (MEV), além do microscópio
eletrônico de transmissão (TEM) em seções ultrafinas (~700 Å) (Davies et al., 1991). Uma vez
que a observação microscópica do sistema poroso está restrita apenas àqueles orientados
14
paralelamente ao plano basal das argilas e micas, o meio mais eficiente de se obter a porosidade
é através do porosímetro de mercúrio.
15
O PROCESSO DE CARACTERIZAÇÃO
Schieber & Zimmerle (1998) sumarizam a partir de diversos autores, técnicas e
procedimentos relacionados à caracterização mineralógica e estudo petrográfico de “folhelhos”.
Rochas microclásticas são comumente classificadas pelo aspecto textural uma vez que
sua análise composicional envolve dificuldades rotineiras na identificação mineralógica,
sobretudo na fração argila.
Em termos composicionais, Macquaker & Adams (2003) propõem um sistema
nomenclatural para rochas sedimentares de granulometria fina baseado na origem (alóctones,
autóctones e diagenéticos) e proporção (dominado, rico e portador) dos principais constituíntes.
Em termos texturais, as designações lamito, pelito, lutito e folhelho são termos gerais
utilizados em campo por não envolverem maior discernimento granulométrico ou observações
megascópicas do comportamento mecânico (fissilidade). Outras classificações envolvem
aspectos de consolidação (e.g. Dunbar & Rodgers, 1957; Folk, 1974) ou tipo de fissilidade
(Potter et al., 1980), que não retratam aspectos deposicionais. Assim, as classificações de Picard
(1971) e Shepard (1973) mostram-se bem adequadas, uma vez que se detêm no discernimento
textural da proporção areia:silte:argila.
O tipo de microtrama pode ser identificada através do microscópio petrográfico por luz
transmitida, ou ainda pelo microscópio de varredura eletrônica (MEV), sendo esta última, uma
técnica mais onerosa. A utilização da técnica de anisotropia de susceptibilidade magnética
também tem ganhado atenção por parte dos pesquisadores. Esta técnica foi empregada por
Schieber & Ellwood (1993) para a determinação de paleocorrentes a partir da microtrama
16
magnética em folhelhos de idade mesoproterozóicos da Formação Newland no Estado de
Montana (EUA).
A caracterização de microestruturas responde por condições paleoambientais e
parâmetros de energia e transporte (Schieber, 1991; Buatois et al., 2002; Potter et al., 2005).
Além de ser um elemento de extrema importância para a caracterização de microfácies. Sua
observação pode ser realizada em lupas de mão e no estéreomicroscópio, além do microscópio
petrográfico (luz transmitida/polarizada) dependendo de sua escala de ocorrência.
Uma vez conhecidos todos os atributos mencionados, o passo seguinte é a diagnose da
microfácies. Sugerimos que ao ser descrita, a microfácies tenha claros atributos diagnósticos, que
devem ser acompanhados de uma interpretação, com o intuito de caracterizar o processo que a
originou, seguido de uma breve discussão (q.v. Figura 2). Ao descrever um conjunto de
microfácies, é preterível que o autor mantenha um paralelismo de idéias (padronização),
facilitando desta forma o processo interpretativo por parte do leitor.
Relacionamos abaixo os principais atributos para a descrição de uma microfácies.
Designação – Tem por objetivo a denominação da microfácies. Pode ser um nome, letra
ou número (sistema alfanumérico).
Diagnose – Tem por objetivo a seleção dos atributos que identificam a microfácies
distinguindo-a das demais.
Interpretação – Tem por objetivo explicar o processo que originou a microfácies.
Descrição – Tem por objetivo a representação pormenorizada da microfácies. Faz alusão
a mineralogia, icnofósseis, peculiaridades e etc.
Discussão – Tem por objetivo contextualizar a microfácies.
17
FIGURA 2. Modelo sugerido para a descrição de microfácies.
18
DISCUSSÃO
A caracterização de uma microfácies trata de um recurso classificatório de sedimentos ou
rochas sedimentares sem parâmetros pré-estabelecidos na ponderação de atributos; e sua
aplicação se dá em função de fatores limitantes (principalmente sobre os atributos faciológicos
presentes) e condicionada a uma escala de observação (micro- e mesoescala). No entanto, é
comum encontrar na literatura pesquisadores utilizando atributos de classificação que somente
podem ser observados em escala microscópica para definir “fácies sedimentares” em rochas
microclásticas, já que na maioria das vezes, observações em macro ou mesoescalas não trazem
consigo suficientes elementos dignósticos (e.g. Schieber, 1999).
Quando utilizados somentes atributos observados em escala microscópica, sugerimos a
nomenclatura “microfácies”, no entanto, uma vez que estes atributos sejam somados a outros
dados vindos de diferentes escalas de observação, tais como macroscópicas (escala de
afloramento), estes devem ser entendidos preterivelmente como “fácies”.
Outro ponto discussão aqui abordado, trata-se das microestruturas comumente
encontradas em rochas microclásticas marinhas e sua relação com o paleoambiente ou uma
condição ambiental em particular. Estas microestruturas, além de ser fundamentalmente
importantes para a caracterização de uma microfácies, contam uma história deposicional bem
diferente da predominância de processos decantativos que se têm assumido para rochas
microclásticas (Kuehl et al., 1991).
Schieber & Yawar (2007) mostraram através de experimentos a formação de mud ripples
geradas por argilas floculadas, sugerindo assim que grande parte das argilas plataformais foram
depositadas por processos trativos. Segundo os autores, essas mud ripples são caracterizadas em
19
rochas microclásticas por laminações submilimétricas de baixo ângulo truncando uma camada
superior ligeiramente ondulada, no entanto sua observação é dificultada pelo fato de que
inicialmente as partículas floculadas consitem de aproximadamente 80% de seu volume de água,
então devido à compactação, as laminações originalmente inclinadas tendem a se reorientar
paralelamente ao acamamento depois da compactação.
Microestruturas atribuídas à atividade microbial também são comuns neste tipo de rocha.
São caracterizadas por cristas convexas bem marcadas ou não, corrugações, estrias e pináculos
que ocorrem no topo de camadas argilosas, formadas pelo crescimento irregular do tapete
microbiano ou biofilmes, os quais além de armadilhar sedimentos, também acabam por deformar
a superfície deposicional. É possível observar microestruturas semelhantes a filamentos que
cortam as camadas depositadas acima de sua ocorrência (q.v. Schieber, 2007).
A caracterização de microstruturas biogênicas (bioturbações) nos permite reconhecer
uma condição paleoambiental distinta e seu mapeamento numa sucessão sedimentar nos permite
estabelecer uma icnofácies que se associa diretamente a um paleoambiente.
Estudos sugerem que microestruturas de origem física são bem atuantes e preservadas
quando ocorrem no trato de sistema de mar alto. Já no trato transgressivo, podemos notar um
maior retrabalhamento do sedimento por ação de ondas e organismos, que acabam por obliterar
as microestruturas primárias e a microtrama deposicional (O’Brien & Slatt, 1990).
Tratando-se de rochas microclásticas, dentre todos os atributos a microtrama exerce em
particular controle sobre a permeabilidade e porosidade (Soeder, 1988). Rochas com microtrama
caótica (desorganizada ou aleatória) tendem a apresentar elevados valores de permeabilidades e
porosidade em relação às de microtrama orientada (laminada) (Davies et al., 1991; Dawson &
Almon, 2002).
20
FIGURA 3. Folhelhos da Formação Ponta Grossa, bacia do Paraná. (A) Fotomicrografia: argilito síltico com
microtrama orientada paralelamente ao acamamento (aumento 50x, nicol paralelo). (B) Fotomicrografia: siltito
argiloso com microtrama caótica (aumento 50x, nicol cruzado). As setas vermelhas mostram a posição espacial das
micas em relação aos demais constituintes.
Segundo Davies et al. (1991) a microtrama pode fornecer informações importantes sobre
ambientes deposicionais. Rochas com microtrama caótica são reconhecidas como depositadas
em águas relativamente rasas (plataforma) sob ação de ondas normais, ou promovidas pelo
fenômeno da floculação de argilas, enquanto que rochas com microtrama orientada são
associadas à deposição abaixo da ação de ondas de tempestades ou águas profundas.
O’Brien & Slatt (1990) sumarizam um conjunto de microfácies baseados na variação da
microtrama (refletem variações de processos sedimentares e condições físico-químicas) para
rochas microclásticas que ocorrem em diferentes paleoambientes de sedimentação, além de
inferir um contexto transgressivo ou regressivo com base na variação vertical de uma sucessão
de microfácies.
Entretanto a associação da microtrama com o paleoambiente deposicional deve ser
ponderada, pois estudos recentes têm contestado a visão tradicional para a deposição de argilas.
21
Potter et al. (2005) sugerem a possibilidade de acumulação local de “folhelhos negros”
ricos em matéria orgânica em áreas plataformais durante a fase inicial de transgressões. Estes
“folhelhos” apresentariam uma microtrama orientada relacionada a processos decantativos.
Schieber & Yawar (2007) mostram a atuação de processos trativos em argilas floculadas
depositadas em áreas plataformais próximas a deltas que produziriam uma microtrama caótica.
No entanto, estas argilas podem reorientar-se paralelamente ao acamamento devido à
compactação e produzir uma microtrama orientada (Bennett et al., 1991)
22
CONCLUSÃO
Uma vez que a caracterização de uma microfácies é controlada pelos atributos
faciológicos presentes e não existe uma regra a ser seguida, cada pesquisador deve fazê-lo da
melhor maneira possível, de forma que sua microfácies seja representativa do objeto de estudo e
facilmente reconhecida por demais pesquisadores, garantindo sua aplicabilidade e correlação.
Uma microfácies não deve ser encarada apenas como uma mera descrição petrográfica,
mas sim, indicativa de um processo sedimentar particular, definido por analogia com casos de
estudo em ambiente de sedimentação atuais e que em conjunto com outras microfácies permita
uma interpretação paleoambiental, bem como um mecanismo de refinamento para correlações
estratigráficas. Ao descrever um conjunto de microfácies, é preterível que o autor mantenha um
paralelismo de idéias, facilitando desta forma o processo interpretativo por parte do leitor.
Uma vez caracterizada, a microfácies pode fornecer informações de caráter
paleoambiental (cor, microfósseis, tipo de matéria orgânica e bioturbações), de processos
atuantes (microestruturas físicas ou hidrodinâmicas), de fonte e clima (composição das argilas),
além de subsídio para exploração de hidrocarbonetos atribuindo-lhes um potencial selante,
gerador ou reservatório (microtrama, microtextura, bioturbações, matéria orgânica) no caso de
rochas microclásticas.
23
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
ARAÚJO, L. M.; RODRIGUES, R. & SCHERER, C. M. S. Interrelação entra a fábrica
sedimentar, o conteúdo orgânico e o potencial redox do ambiente deposicional, deduzida das
litofácies de rampa distal das sequências deposicionais da Formação Irati, Permiano da Bacia do
Paraná. Boletim de Geociências Petrobras, v. 12, n. 2, p. 429-434, 2004.
BENNETT, R. H.; O’ BRIEN, N. R. and HULBERT, M. H. Determinants of clay and shale
microfabric signatures- processes and mechanismis. In: BENNETT, R. H.; BRYANT, W. R. &
HULBERT, M. H. Microestructure of Fine-Grained Sediments. New York: Spring Verlag, p.
5-32, 1991.
BROWN, J. S. Suggested use of the word microfacies. Economic Geology, v. 38; n. 4; p. 325,
junho. 1942.
BUATOIS, L. A.; MÁNGANO, M. G. & ACEÑOLAZA, F. G. Trazas Fósiles: Señales de
comportamiento en el registro estratigráfico. Bahía Blanca: MEF- Museo Paleontológico
Egidio Feruglio, 382 p., 2002.
CARELLI, T.G. & BORGHI, L. Microestruturas em “folhelhos” da Formação Ponta Grossa,
Devoniano da bacia do Paraná. No prelo.
24
CAROZZI, A. V.; TIBANA, P. & TESSARI, E. Estudo das microfácies da Formação Bonfim
(cenomaniano) da bacia de barreirinhas, Brasil. In: Petrobras Série Ciência–Técnica–Petróleo,
Seção Exploração de Petróleo, v. 6, p. 63-73, 1973.
CARVALHO, I. S. Paleontologia. Interciência: Rio de Janeiro, p. 267-408, 2004.
CUVILLIER, J. Le notion de “microfácies” et ses applications. VIII Congreso Nazionale di
Metano e Petroleo, sect. I, 1-7 p., 1952.
DAVIES, D. K.; BRYANT, W. R.; VESSELL, R. K. and BURKETT, P. J. Porosities,
permeabilities and microfabrics of devonian shales. In: BENNETT, R. H.; BRYANT, W. R. &
HULBERT, M. H. Microestructure of Fine-Grained Sediments. New York: Springer-Verlag,
p. 109-119, 1991.
DAWSON, W. C. and ALMON, W. R. Top seal potential of tertiary deep-water gulf of Mexico
shales. Gulf Coast Association of Geological Societies transactions, v.52, p. 167-176, 2002.
DAWSON, W. C. Shale microfacies: Eagle Ford Group (Cenomanian-Turonian) North-Central
Texas outcrops and subsurface equivalents. Gulf Coast Association of Geological Societies
transactions,v. L, p. 607-621, 2000.
DICKINSON, W. R. Interpreting provenance relations from detrital modes of sandstones. In:
Zuffa, G. G. Provenance of arenites. Italy: D. Reidel publishing company, v. 148 p. 333-361,
1985. (NATO ASI series. Series C-Mathematical and physical sciences).
25
DUNBAR, C. O. and ROGERS. Principles of Stratigraphy. New York: Wiley and Son, Inc.
356 p., 1957.
FAAS, R. W. & O’BRIEN, N. R. The signatures of Clay microestructure – overview. In:
BENNETT, R. H.; BRYANT, W. R. & HULBERT, M. H. Microestructure of Fine-Grained
Sediments. New York: Springer-Verlag, p. 3-4, 1991.
FLÜGEL, E. Microfacies analysis of limestones. Berlim: Springer-Verlag, 633 p., 1982.
FLÜGEL, E. Microfacies of carbonate rocks – Analysis, Interpretation and Application.
New York: Springer-Verlag, p. 1-70, 2010.
FOLK, R. L. Petrology of sedimentary rocks. Texas: Hemphill Publishing Company, 184 p.,
1974.
HUGUENIN, A. P. C.; CARELLI, T.G. & BORGHI, L. Análise faciológica de rochas
microclásticas da Formação Ponta Grossa em um sistema petrolífero devoniano (bacia do
Paraná). In: CONGRESSO BRASILEIRO DE P&D EM PETRÓLEO E GÁS, 5, 2009,
Fortaleza. Anais... CD-ROM (8482009.1.1.2).
KUEHL, S. A.; HARIU, T. M.; SANFORD, M. W.; NITTROUER, C. A. & DeMASTER. In:
BENNETT, R. H.; BRYANT, W. R. & HULBERT, M. H. Microestructure of Fine-Grained
Sediments. New York: Spring Verlag, p. 33-45, 1991.
MABESOONE, J. M. Microfácies de sedimentos clásticos. Revista Brasileira de Geociências,
v. 4, p. 207-214, 1974.
26
MACQUAKER, J. H. S. & ADAMS, A. E. Maximizing information from fine-grained
sedimentary rocks: an inclusive nomenclature for mudstones. Journal of Sedimentary
Research, v. 73, n.5, p. 735-744, 2003.
MENDES, J. C. Elementos de Estratigrafia. São Paulo: EDUSP- Editora da Universidade de
São Paulo, 566 p. 1984.
MENEZES, T. R.; MENDONÇA FILHO, J. G.; ARAÚJO, C. V.; SOUZA, I. V. &
MENDONÇA, J. O. Fácies orgânica: conceitos, métodos e estudos de caso na indústria do
petróleo. Revista Brasileira de Geociências, v. 38, n. 2, p.80-96, 2008.
O’BRIEN, N. R. & SLATT, R. M. Argillaceous rock Atlas. New York, Springer Verlag, 141 p.,
1990.
WILSON, J. L. Carbonate facies in geologic history. Berlim, Springer Verlag, 471 p., 1975.
PICARD, M. D.; Classification of fine-grained sedimentary rocks. Journal of sedimentary
research, v. 41, n. 1, p. 179-195.
POTTER, P. E., MAYNARD, J. B. and DEPETRIS, P. J. Mud and Mudstones. Berlin:
Springer Verlag, 297 p., 2005.
POTTER, P. E., MAYNARD, J. B. and PRYOR, W. A. Sedimentology of Shale. New York,
Springer Verlag, 310 p., 1980.
SHEPARD, F. P. Submarine Geology. New York: Harper and Row (3rd
ed), 517 p., 1973.
27
SCHIEBER, J., & ELLWOOD, B.B. Determination of basinwide paleocurrent patterns in a shale
sequence via anisotropy of magnetic susceptibility (AMS): A case study of the Mid-Proterozoic
Newland Formation, Montana. Journal of Sedimentary Petrology, v. 63, p. 874-880, 1993.
SCHIEBER, J. & YAWAR, Z. A new twist on mud deposition – Mud ripples in experiment and
rock record. The Sedimentary Record, v. 7, n. 2, p. 4-8, 2007.
SCHIEBER, J. Distribution and deposition of mudstone facies in the Upper Devonian Sonyea
Group of New York. Journal of Sedimentary Research, Tulsa. v.69, n.4, p. 909-925, 1999.
SCHIEBER, J. Microbial mats on muddy substrates – examples of possible sedimentary features
and underlying processes. In: SCHIEBER, J.; BOSE, P. K., ERIKSSON, P. G., BANERJEE, S.;
SARKAR, S.; ALTERMANN, W. & CATUNEANU, O. Atlas of Microbial Mat Features
Preserved Within The Siliciclastic Rock Record. Amsterdan: Elsevier, p. 117-133, 2007.
SCHIEBER, J. Sedimentary structures: textures and depositional settings of shales from the
lower belt supergroup, mid-proterozoic, Montana, U. S. A. In: BENNETT, R. H.; BRYANT, W.
R. & HULBERT, M. H. Microestructure of Fine-Grained Sediments. New York: Spring
Verlag, p. 101-108, 1991.
SCHIEBER, J. & ZIMMERLE, W. Petrography of Shales: A survey of Techniques. In:
SCHIEBER, J.; ZIMMERLE, W. & SETHI, P. Shale and Mudstones II. Stuttgard:
Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, p. 3-12, 1998.
SCHIEBER, J. Sedimetary features indicating erosion, condesation, and hiatuses in the
chattanoga Shale of Central Tennessee: relevance for sedimentary and stratigraphic evolution. In:
28
SCHIEBER, J.; ZIMMERLE, W. & SETHI, P. Shale and Mudstones I. Stuttgard:
Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, p. 187-216, 1998.
SELLEY, R. C. Anciente sedimentary environments – and their sub surface diagnosis. Londres:
Chapman & Hall, 300 p., 1970.
SOEDER, D. J. Porosity and permeability of Eastern Devonian gas shale. SPE Formation
Evaluation, v.3, n. 1, p. 116-124, 1988.
TYSON R.V. Palynofacies Analysis. In: Jenkins D.J. (eds.) Applied Micropaleontoly. Kluwer
Academic Publishers, Dordrecht. p. 153-191, 1993.
TORRES-RIBEIRO, M. & BORGHI, L. O uso de microfácies sedimentares na caracterização de
potenciais rochas selantes e geradoras de um sistema lacustre paleogênico na bacia de Taubaté.
In: CONGRESSO BRASILEIRO DE P&D EM PETRÓLEO E GÁS, 4, 2007, Campinas.
Anais... CD-ROM (1.1.0386-3).
Anexo C – Artigo a ser enviado à Revista Brasileira de Geociências (RBG)
Caracterização de microfácies sedimentares em folhelhos da Formação Ponta Grossa, borda
Leste (devoniano) da bacia do Paraná.
1
CARACTERIZAÇÃO DE MICROFÁCIES SEDIMENTARES EM FOLHELHOS DA
FORMAÇÃO PONTA GROSSA, BORDA LESTE (DEVONIANO) DA BACIA DO
PARANÁ.
Thiago Gonçalves Carelli 1, 2
Leonardo Borghi 2
(1) Programa de Pós-graduação em Geologia da UFRJ.
(2) Laboratótrio de Geologia Sedimentar (LAGESED), Departamento de Geologia, IGEO,
CCMN, Universidade Federal do Rio de Janeiro. Av. Athos da Silveira Ramos, 274, sl/J1-11.
CEP 21941-916, Rio de Janeiro, RJ, Brasil. E-mail: [email protected]; [email protected]
Resumo - Este estudo objetiva a caracterização de microfácies em afloramentos da borda Leste da bacia
do Paraná (34 amostras) representando um trato de sistema transgressivo (20 amostras da parte inferior do
Membro jaguariaíva) e um trato de sistema de mar alto (14 amostras da parte superior do Membro São
Domingos) da Formação Ponta Grossa, inseridos em uma sequência deposicional de 3a
ordem e sua
interpretação em termos de processos sedimentares e paleoambientes. Este estudo é baseado em dados de
petrografia, análises de DRX (para a caracterização mineralógica das argilas) e Carbono orgânico total. A
caracterização das microfácies levou em consideração a mineralogia, microtextura, microtrama,
microestruturas (físicas e biogênicas), microfóssies, conteúdo orgânico particulado, cor e variação estratal
em amostras de mão e lâminas delgadas. Como resultado, foi possível identificar 9 microfácies, 2 típicas
do TST (M1 e M2) e 7 típicas do TSMA (M3 a M9). As microfácies do TST mostram em geral
microtrama caótica (em parte pela reelaboração biogênica), e composição rica em silte e areia muito fina
(exceto pela microfácies M2, rica em argila e microtrama orientada associada a uma suprefície de
inundação de 3a
ordem); já as típicas do TSMA, são ricas em silte e argila, apresentam uma microtrama
relativamente orientada e melhor preservação de microestruturas físicas. A ação de ondas seguida da
reelaboração biogênica em paleoambientes proximais é responsável pela melhor característica
sedimentológica em termos de reservatório da microfácies M1, quando comparada a outras microfácies.
Fluxos hiperpicnais distais associados a processos decantativos, atividade microbiana e baixo índice de
atividade biogênica em paleoambientes de prodelta/costa-afora são responsáveis pelas características
selantes das microfácies M3 a M9 (associadas ao TSMA).
Palavras-chave: microfácies, folhelhos, Formação Ponta Grossa, bacia do Paraná.
Abstract - This study aims a microfacies characterization of ouctopping shales in the Eastern border of
Paraná basin (34 samples) representing a transgressive system tract (lower Jaguariaíva Member, 20
samples) and a highstand system tract (upper São Domingos Member, 14 samples) of the Ponta Grossa
Formation, inserted in a 3rd
order depositional sequence cycle (megasequence), and their interpretation in
terms of sedimentary processes and paleoenvironments. The study is based on petrographic microscopy,
aided by XRD (clay mineralogy) and geochemical (TOC) data. The microfacies analysis took into
consideration the mineralogy, microtexture, microfabric, microstructure (physical and biogenic),
microfossils, particulate organic content, stratal variation, and colour in plugues and thin sections. Results
point out 9 microfacies, 2 of them typical of the TST (M1 and M2) and 7 of the HST (M3 to M9). The
microfacies from the TST show in general a chaotic microfabric (in part resulted from a higher
bioturbation index), and a fine sand and silt rich composition (except one, associated to the 3rd
order
MFS); whereas the HST are silt and clay rich, and show a fairly oriented microfabric, and better
preserved physical structures. Bottom wave reworking followed by biogenic activity (bioturbation) in
proximal offshore paleoenvironmets are responsible for the best reservoir sedimentological characteristics
of the microfacies M1 (associated to the TST) among all of them. Distal hyperpycnal flows, decantation
from bottom wave ressuspension plumes, microbial mats development, and low biogenic activity in
prodelta/offshore paleoenvironments are responsible for best sedimentological sealing characteristics of
the microfacies M3-M9 (associated to the HST).
Key-words: microfacies, shale, Ponta Grossa Formation, Paraná basin.
2
INTRODUÇÃO
Rochas microclásticas mais conhecidas como “folhelhos” tem constituído um tema de fronteira
dentro da Geologia Sedimentar. Estas rochas, que englobam uma ampla gama de litologias e
nomenclaturas (q.v. Macquaker & Adams, 2003) e representam aproximadamente dois terços do
volume de rochas sedimentares do registro geológico (cf. Potter et al., 2005), são usualmente
conhecidas como geradoras e selantes, embora possam constituir-se em reservatórios de baixa
permeabilidade (shale gas). A bacia do Paraná, uma ampla bacia de interior cratônico, revelou
na quase virada do século passado a sua primeira acumulação comercial de gás, gerado nas
rochas microclásticas da Formação Ponta Grossa (campo de gás de Barra Bonita), associado ao
sistema petrolífero Ponta Grossa-Itararé(!) (cf. Milani et al.,1990). Todavia, a qualidade de tais
rochas ainda é pouco conhecida do ponto-de-vista sedimentológico. O objetivo deste estudo
trata de uma abordagem sedimentológica inicial, do ponto de vista das microfácies, dos
folhelhos que ocorrem na Formação Ponta Grossa, tomando-se como estudo de caso um
afloramento do Membro Jaguariaíva e outro do Membro São Domingos, que representam,
respectivamente, um trato de sistema transgressivo e outro, de mar alto, de 3a ordem e
previamente estudados na literatura (Diniz, 1985; Bergamaschi, 1999). O estudo tem por
finalidade a discussão de processos, paleoambientes e o significado estratigráfico de microfácies
de folhelhos; como subsídio à futura avaliação dessas rochas como selante e reservatório.
CONTEXTO GEOLÓGICO
Formação Ponta Grossa
A Formação Ponta Grossa, junto com a Formação Furnas, compõe o Grupo Paraná, que se
insere na supersequência Paraná, uma das seis unidades aloestratigráficas que constituem o
arcabouço estratigráfico da bacia do Paraná, uma ampla bacia de interior cratônico localizada no
centro sul da América do Sul (Milani, 1997). A Formação Ponta Grossa constituí-se de
folhelhos, lamitos e arenitos muito finos a finos, de cores variadas. Suas rochas são
frequentemente bioturbadas e contêm abundantes micro- e macrofósseis, dentre os quais os que
compõem a Fauna Malvinocáfrica. Sua idade é ainda controversa. Loboziak et al. (1995)
3
advoga uma idade Praguiano-Fameniano, determinada através do estudo de esporos fósseis para
a Formação Ponta Grossa; no entanto, estudos recentes de Grahn et al. (2010) tem posicionado a
base da Formação Ponta Grossa entre o fim do Praguiano ou Emsiano inicial, e para a parte
superior, Oliveira (1997) atribui uma idade Givetiano final a Frasniano, a partir de análises
realizadas no afloramento exposto no km 426 da BR- 376. Foi descrita inicialmente no Estado
do Paraná, onde é representada por três membros: Jaguariaíva (microclástico), na base; Tibagi
(arenoso), mediano; e São Domingos (microclástico), superior e na parte central da bacia
(região de maior subsidência) predomina apenas uma sucessão microclástica, sem intercalações
de areia (q.v. Petri, 1948; Lange & Petri, 1967), onde a formação é considerada indivisível. No
entanto, tais membros foram expandidos em correlação por toda a bacia por Assine (1996). A
espessura da Formação Ponta Grossa é bastante variável, delineando duas sub-bacias ou baixos
estruturais; enquanto que em superfície não ultrapassa os 300 m, em subsuperfície a maior
espessura, 654 m, foi constatada no poço 2-AP-1-PR (Apucarana, PR) (Assine, 1996).
FIGURA 1 – Diagrama estratigráfico do Grupo Paraná, bacia do Paraná (simplificado de Milani et al.,
2007).
4
Membro Jaguariaíva
A seção-tipo da unidade é o afloramento exposto na rodovia Jaguariaíva-Arapoti, do km 2,2 ao
6,6 nas proximidades da cidade de Jaguariaíva (q.v. Lange & Petri, 1967), próximo de onde
também encontra-se o local dos afloramentos estudados. Segundo Bergamaschi (1999), este
membro representa um trato de sistema transgressivo de 3a ordem, caracterizado litologicamente
na seção tipo por fácies de siltito cinza claro a cinza médio, entremeado com arenito muito fino
amarelado, fossílífero de aspecto mosqueado; siltito cinza médio a escuro, laminado, fossilífero,
por vezes contendo delgadas laminações de arenito muito fino e estratificação cruzada
hummocky (HCS), folhelhos cinza escuro a negro, finamente laminado, fossilífero e folhelho
argiloso negro, papiráceo rico em pirita (Bergamaschi, 1999, p. 87-98), representando o
afogamento dos sistemas transicionais a costeiros da porção superior da Formação Furnas. Seu
paleoambiente é marinho raso plataformal (antepraia inferior a costa-afora) e sua idade é
Praguiano/Frasniano estabelecida a partir do conteúdo de quitinozoários coletados no
afloramento do Membro Jaguariaíva (cf. Grahn, 1992, 2000). Segundo Bergamaschi (1999) e
Bergamaschi & Pereira (2001) o Membro Jaguariaíva equivale à suas sequências B e C de 3a
ordem, propostas a partir de estudos nos poços 2-RI-1-PR e 2-CS-1-PR.
Membro São Domingos
Lange e Petri (1967) não apontam uma seção-tipo para o seu Membro São Domingos, sendo
considerada apenas uma área-tipo na região Oeste de Tibagi, onde ocorrem afloramentos de
folhelhos intercalados a siltitos e arenitos. Nesta região ocorre cerca de 90 metros de folhelhos
predominantemente mais argilosos que os do Membro Jaguariaíva. Segundo Bergamaschi
(1999) este membro representa um trato de sistema de mar alto em um ciclo de 3a ordem nos
afloramentos referente a seção estratigráfica Tibagi-Telêmaco Borba e no afloramento do km
426 localizado na rodovia BR-376 (cf. Bergamaschi, 1999 p. 98-107). Caracteriza-se
litologicamente por uma sucessão de fácies de folhelhos, siltitos com laminação cruzada por
onda, siltitos com interlaminações centimétricas de arenito e arenitos finos a médios com
laminação cruzada por onda e estratificação cruzada hummocky formando ciclos de
5
engrossamento granulométrico (Bergamaschi & Pereira, 2001). Seu paleoambiente é marinho
raso e sua idade é Givetiano final a Frasniano (Oliveira, 1997). Segundo Bergamaschi (1999) e
Bergamaschi & Pereira (2001) o Membro São Domingos equivale à suas sequências D e E de 3a
ordem, propostas a partir de estudos nos poços 2-RI-1-PR e 2-CS-1-PR.
FIGURA 2. Mapa de localização geográfica da borda Leste da bacia do Paraná (PR) e dos pontos de
amostragem. Ponto 1, afloramento de Membro Jaguariaíva (trato transgressivo) exposto no ramal
ferroviário Jaguariaíva-Arapoti, entre o km 2,2 e km 6,0. Ponto 2, afloramento do Membro São Domingos
(trato de mar alto) exposto na rodovia BR-376, km 426 próximo as cidades de Tibagi e Ponta Grossa.
MATERIAL
O material de estudo conta de um total de 35 amostras de rochas microclásticas coletadas
através de plugagem (utilizando uma plugadeira modelo BOSCH GDB 1600 WE, com diâmetro
aproximado de 1’’ polegada), na borda Leste da bacia do Paraná. Destas, 15 amostras foram
coletadas no afloramento do Membro São Domingos, no entanto somente 14 foram analisadas
(A amostra 6 constitui-se essencialmente macroclástica). Este afloramento está localizado na
rodovia BR-376, km 426 no trecho entre as cidades de Ponta Grossa e Apucarana,
correspondendo a parte superior (trato de mar alto) da sequência E de Bergamschi (1999) e
Bergamaschi & Pereira (2001). 20 amostras foram coletadas nos afloramentos expostos nos
cortes do ramal ferroviário Jaguariaíva-Arapoti, entre o km 2,2 e km 6,0, nos arredores da
6
cidade de Jaguariaíva, correspondendo a parte inferior (tratotransgressivo) da sequência B de
Bergamaschi (1999) e Bergamaschi & Pereira (2001).
FIGURA 3. Integração do perfil litológico da seção estudada do Membro Jaguariaíva com análises de
COT obtidas neste estudo e por Bergamaschi (1999) para o mesmo afloramento. A posição das setas na
coluna “amostragem/litologia” indica o ponto de coleta no perfil litológico.
7
FIGURA 4. Integração do perfil litológico representando a seção estudada do Membro São Domingos,
grau de bioturbação e análise de COT. A posição dos números na coluna “Amostras” indica o ponto de
coleta no perfil litológico (A amostra 6 não foi analisada por costituir-se essencialmente macroclástica). A
intensidade da bioturbação é baseada no índice de icnotrama simplificado de Droser & Bottjer (1989).
MÉTODO
A caracterização das microfácies foi baseada na descrição petrográfica de lâminas delgadas em
microscópio petrográfico (ZEISS Imager A2m) em luz transmitida/refletida/fluorescente,
seguindo o conceito de microfácies proposto por Carelli & Borghi (em prep. Anexo A).
Observou-se principalmente a microtextura e a microtrama das rochas, mais particularmente, a
proporção argila:silte:areia, a variação estratal, microestruturas e a mineralogia. Em seguida,
efetuou-se contagem de 300 pontos em cada lâmina, para determinação textural (granulometria)
8
e composicional. Os argilominerais foram determinados a partir de análises de DRX. Para a
classificação litológica das amostras e microfácies (textural), utilizou-se diagrama ternário de
Picard (1971) dentre os demais difundidos na literatura (e.g. Dunbar & Rogers, 1957; Folk,
1974; Shepard, 1973) uma vez que detêm-se no discernimento textural da proporção
areia:silte:argila (figuras 7, 8 e 9).
Análises geoquímicas foram realizadas para determinar o percentual de carbono orgânico total
(COT) das amostras, para se comparar com os dados obtidos por Bergamaschi (1999) para as
mesmas seções.
Uma vez que o termo “folhelho” refere-se apenas a uma rocha físsil, utilizaremos neste trabalho
apenas a terminologia “microclástica” para referir-se aos folhelhos e rochas conatas de
granulometria fina, menores que 0,062 mm dispensando outros termos correlatos, exceto
quando citado por outros autores. As percentagens em parênteses apresentadas na diagnose das
microfácies representam a proporção de areia muito fina:silte:argila.
RESULTADOS
Fácies
Diversos autores que estudaram a Formação Ponta Grossa estabeleceram fácies ou associações
de fácies sedimentares, de forma a operacionalizar seu estudo. Dentre os mais representativos,
destacamos os de Pereira (1992), Schubert (1995), Assine (1996) e Bergamaschi (1999) e suas
fácies ou associações de fácies encontram-se sumarizadas no quadro abaixo (Quadro 1).
Pereira (1992) cuja área de estudo corresponde à borda nordeste da bacia, mais precisamente a
sub-bacia de Alto Garças (sudoeste de Goiás), na qual o autor descreve três associações de
fácies para a Formação Ponta Grossa, que inicia-se segundo o autor pelo membro Tibagi e
fazem referência aos membros definidos por Andrade & Camarço (1980).
Segundo Schubert (1995), a Formação Ponta Grossa na região de Chapada dos Guimarães
(borda nordeste da bacia), no Estado de Mato Grosso, constitui-se pela associação de pelo
menos 5 fácies e 1 icnofácies. Estas fácies encontram-se em três sucessões de ciclos de
9
engrossamento granulométrico, totalizando pouco mais de 70 metros de espessura na sucessão
vertical.
Quadro 1 – Esquema de genérico de fácies da Formação Ponta Grossa, sintetizado a partir dos
principais autores que a estudaram (Pereira, 1992; Schubert, 1995; Assine, 1996 e Bergamaschi,
1999).
Fácies e associações de fácies propostas para a Formação Ponta Grossa
Autor Código Características Interpretação
Pereira, 1992
Mi*
Arenitos finos a muito finos maciços a debilmente laminados com superfície bioturbada ou não. Ocorre laminação cruzada por onda e HCS, e por vezes, intercalações de siltito /argilito escuros e bioturbados.
Produto de correntes unidirecionais sob condições de regime de fluxo superior e retrabalhada por ação de ondas. Indicam uma deposição em condições de plataforma progressivamente mais profunda.
Mm*
Arenitos avermelhados, de granulação média a grossa com intercalações de arenito fino, argiloso e bastante micáceo. Apresenta estratificações cruzadas, e halos de liesengang.
Depósitos de plataforma rasa sob influência de ondas de tempestade.
Ms* Sucessão de arenito fino a muito fino, síltico, com HCS e folhelhos escuros num ciclo de afinamento granulométrico.
Deposição por decantação em ambiente redutor. Indicam uma sequência transgressiva.
Schubert, 1995
Pel Lutitos (argilitos e subordinadamente siltitos), físseis (folhelhos) ou não, de cores cinzas.
Decantação em ambiente redutor.
Het Lutitos e arenitos finos a muito finos em acamamento lenticular, ondulado e fláser (acamamento heterolítico).
Correntes e fluxos oscilatórios (bidirecionais) em regime de fluxo inferior; alternando com decantação.
Mos lutitos arenosos e arenitos pelíticos mosqueados.
Ação de organismos escavadores (bioturbação intensa).
Alo Arenito fino com laminação cruzada por onda. Correntes em regime de fluxo inferior e fluxos oscilatórios, ação de ondas gravitacionais livres (normais).
Aot Arenitos com estratificação ondulada truncante (HCS/SCS).
Correntes e fluxos oscilatórios combinados produzidos por tempestades em regime de fluxo inferior transicional.
Crz Cruziana. Atividade de organismos com comportamento de deslocamento, repouso ou alimentação.
Assine, 1996
Sm Arenito muito fino, bioturbado com topo ondulado.
Produto de fluxos trativos e oscilatórios, além de remobilização do substrato por organismos.
Sh Arenito muito fino com laminação plano-paralela pouco nítida.
Arenito muito fino com laminação plano- paralela pouco nítida.
Aas*/Fld Arenito argiloso, rico em seixos discóides no topo.
Joeiramento por ação de ondas, associado à superfície transgressiva.
Sr Arenito muito fino, síltico, com laminação ondulada e sutis truncamentos.
Deposição em sistemas marinhos plataformais sob ação de ondas.
H Siltito com intercalações de arenito muito fino (amamamento heterolítico).
Ação de fluxos trativos alternados a processos decantativos em plataformas rasas.
Fl* Folhelho cinza escuro laminado, rico em fragmentos de Spongiophyton.
Processos decantativos em ambiente redutor.
Bergamaschi, 1999
Fllh1* Folhelho argiloso preto, papiráceo, piritoso. Ambiente redutor de costa-afora.
Fllh2* Folhelho cinza escuro a preto, laminado, fossilífero.
Ambiente redutor de costa-afora.
Slt1* Siltito cinza claro a médio/ arenito muito fino; fossilífero, bioturbado.
Ambiente de antepraia inferior a costa-afora.
Slt2* Siltito cinza médio a escuro, laminado / arenito muito fino com laminação cruzada ondulada e HCS; fossilífero.
Ambiente de antepraia inferior a costa-afora, sob ação de ondas.
Arn1* Arenito muito fino / siltito; acamamento ondulado e linsen.
Ambiente de antepraia inferior a costa-afora, sob ação de ondas.
Arn2* Arenito muito fino com micro-hummocky.
Ambiente de antepraia inferior a costa-afora, sob ação de ondas.
Arn3* Arenito muito fino, micáceo, com HCS mosqueado.
Ambiente de antepraia inferior a costa-afora, dominada por ondas normais e de tempetade.
Arn4* Arenito muito fino a fino, com HCS / SCS.
Ambiente de antepraia progradante sob ação de ondas.
Arn5* Arenito médio, com estratificação cruzada de pequeno porte / laminação cruzada cavalgante; geometria sigmoidal, fossilífero (restos vegetais).
Ambientes transicional e de antepraia, progradantes.
* Designado neste artigo.
10
A partir da descrição litológica de Assine (1996, p. 121) para a seção colunar da Formação
Ponta Grossa no bairro de Santa Luzia, em Ponta Grossa-PR que enfatiza o contato entre os
membro Tibagi e São Domingos, é possível reconhecer 6 fácies sedimentares, que são descritas
no Quadro 1. Segundo o autor a existência de siltitos bioturbados e palinológicamente férteis
depositados acima do contato com a Formação Furnas, permitiu estabelecer uma idade Emsiano
superior para a base da Formação Ponta Grossa, que é compatível com o topo do Membro
Jaguariaíva no Estado do Paraná. A partir desta correlação o autor conclui que a Formação
Ponta Grossa inicia-se com o Membro Tibagi no flanco norte da Bacia do Paraná.
Bergamaschi (1999) foi quem melhor detalhou a faciologia das rochas da Formação Ponta
Grossa na borda leste da bacia do Paraná. Nesta região o autor estabelece 9 fácies sedimentares,
fácies estas, que encontram-se sumarizadas em Borghi (2002) e neste trabalho (Quadro 1).
Microfácies
CLASSIFICAÇÃO COMPOSICIONAL
Nossos resultados revelam que quartzo (34%), micas (19%), argilas (28%) e matéria orgânica
(12%) são os constituintes predominantes das amostras (tabelas 1 e 2 ). Entre as micas, as
muscovitas são mais frequentes, seguidas das biotitas. Minerais opacos ocorrem disseminados
em grande parte das amostras, exceto por aquelas referentes ao trato transgressivo (Membro
Jaguariaíva) nas quais ocorrem frequentemente concentrados em bioturbações.
Análises de DRX mostram que o interestratificado de ilita-montmorilonita, ilita, caulinita e
clorita são os argilominerais predominantes na Formação Ponta Grossa corroborando as análises
de Ramos & Formoso (1975). Ao analisar cada trato de sistema separadamente, é possível notar
que ambos os tratos de sistema apresentam um conjunto característico de argilominerais. O trato
transgressivo (Membro Jaguariaíva) apresenta tipicamente caulinita e o interestratificado de
ilita-montmorilonita, além de ilita e clorita magnesiana (ver anexo-D). Já o trato de mar alto
(Membro São Domingos), é caracterizado pela ausência caulinita e o interestratificado de ilita-
montmorilonita, sendo constituido essencialmente por ilita, clorita-serpentinita e filossilicatos
hidratados de alumínio e sódio (ver anexo-D).
11
Tabela 1 – Análise composicional das amostras referentes ao trato transgressivo (Mb.
Jaguariaíva) expressos em percentagem (%). (Q = quartzo, F = feldspato, M = muscovita, B =
biotita, A = argila, O = opacos, Z = zircão, L = limonita, H = hematita e M. O. = matéria
orgânica).
(TST - Membro Jaguariaíva)
AMOSTRAS Q F M B A O Z M.O.
Am - 1 44 2 13 9 22 5
5
Am - 2 43 traços 18 8 19 3 traços 8
Am - 3 49 - 16 7 19 2 - 7
Am - 4 44 traços 14 8 24 3 traços 6
Am - 5 42 traços 15 8 22 4 traços 9
Am - 6 43 traços 12 5 21 3 - 15
Am - 7 47 traços 13 4 25 2 traços 8
Am - 8 40 - 22 3 23 4 traços 8
Am - 9 39 - 16 7 28 5 traços 5
Am - 10 46 - 14 8 26 3 - 3
Am - 11 43 - 16 5 27 5 - 4
Am - 12 44 - 15 12 19 4 - 6
Am - 13 40 - 14 9 24 5 - 8
Am - 14 46 - 13 9 23 3 1 5
Am - 15 36 - 7 11 29 9 - 8
Am - 16 38 - 7 10 31 5 - 9
Am - 17 51 - 9 6 19 traços traços 14
Am - 18 33 - 7 5 38 6 - 11
Am - 19 26 - 13 7 32 3 traços 18
Am - 20 6 - 8 4 47 8 traços 26
Tabela 2 – Análise composicional das amostras do trato de mar alto (Mb. São Domingos)
expressos em percentagem (%). A amostra Am-6 não foi analisada por constituir-se
essencialmente arenosa. (Q = quartzo, F = feldspato, M = muscovita, B = biotita, A = argila, O
= opacos, Z = zircão, L = limonita, H = hematita e M. O. = matéria orgânica).
(TSMA - Membro São Domingos)
AMOSTRAS Q F M B A O Z L H M.O.
Am - 1 22 traços 20 4 33 3 - 1 traços 16
Am - 2 19 1 19 2 36 1 - - traços 21
Am - 3 27 traços 18 3 35 traços - - - 16
Am - 4 30 2 13 4 33 traços - - - 17
Am - 5 22 1 15 2 28 traços - - - 31
Am - 7 37 - 19 4 25 traços - - - 14
Am - 8 33 1 17 2 32 1 - 1 - 13
Am - 9 21 - 18 traços 38 2 traços - - 20
Am - 10 32 - 27 3 20 2 - - - 16
Am - 11 24 - 23
35 1 - 1 - 16
Am - 12 35 traços 23 2 27 2 traços - - 11
Am - 13 39 traços 18 1 27 1 1 - - 13
Am - 14 33 traços 22 2 25 traços traços - - 17
Am - 15 30 - 21 2 28 2 traços - - 16
12
CLASSIFICAÇÃO TEXTURAL
Em termos granulométricos é possível notar a predominância de sedimentos tamanho silte em
grande parte das amostras, excluindo aquelas associadas a superfícies de inundação, que
mostram maiores percentagens de argila e matéria orgânica. A classificação litológica das
amostras indica que ambos os membros são essencialmente sílticos-argilosos (ver figuras 5 e 6;
e as tabelas 3 e 4).
FIGURA 5. Diagrama de classificação litológica referente às amostras do trato transgressivo (Membro
Jaguariaíva), baseado em Picard (1971). Note maior concentração das amostras no campo siltito argiloso.
Este deslocamento é resultante da maior proporção de silte e areia (muito fina, fina ou grossa) na
composição granulométrica das amostras.
FIGURA 6. Diagrama de classificação litológica referente às amostras do trato de mar alto (Membro São
Domingos), baseado em Picard (1971). Note o deslocamento para a parte superior do gráfico,
provavelmente influenciado pela menor proporção de sedimentos tamanho silte e areia.
13
Tabela 3 – Análise granulométrica das amostras do trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva)
expressos em percentagem (%). (Veja a localização das amostras no perfil da Figura 3).
(TST - Membro Jaguariaíva)
AMOSTRAS ARGILA SILTE AREIA MUITO FINA AREIA FINA AREIA MÉDIA
Am - 1 22 55 19 3 1
Am - 2 20 62 17 1 -
Am - 3 19 64 15 2 -
Am - 4 24 59 14 3 -
Am - 5 22 68 9 - traços
Am - 6 22 65 12 traços -
Am - 7 25 64 9 2 -
Am - 8 25 61 13 traços -
Am - 9 30 49 15 5 1
Am - 10 28 58 13 1 -
Am - 11 29 52 17 2 -
Am - 12 21 59 14 5 traços
Am - 13 26 57 13 4 -
Am - 14 25 64 10 traços -
Am - 15 35 49 14 2 -
Am - 16 33 50 16 1 -
Am - 17 21 55 19 4 traços
Am - 18 40 38 18 3 traços
Am - 19 36 57 6 - -
Am - 20 57 40 2 traços -
Tabela 4 – Análise granulométrica das amostras do trato de mar alto (Mb. São Domingos)
expressos em percentagem (%). A amostra Am- 6 não foi analisada por constituir-se
essencialmente arenosa (Veja a localização das amostras no perfil da Figura 4).
Tabela de análise granulométrica (TSMA - Membro São Domingos)
AMOSTRAS ARGILA SILTE AREIA MUITO FINA AREIA FINA AREIA MÉDIA
Am - 1 38 58 4 - -
Am - 2 39 57 3 1 -
Am - 3 37 61 traços 1 -
Am - 4 34 54 8 3 1
Am - 5 30 53 13 2 2
Am - 7 26 64 7 3 -
Am - 8 32 60 8 - -
Am - 9 39 56 4 traços -
Am - 10 20 74 5 1 -
Am - 11 37 56 6 traços traços
Am - 12 28 59 12 traços -
Am - 13 29 65 5 traços traços
Am - 14 27 65 7 traços -
Am - 15 28 65 6 traços traços
14
Caracterização das Microfácies
O termo microfácies aqui empregado refere-se a uma “massa de sedimento ou rocha sedimentar
caracterizada e distinguida das demais por atributos como mineralogia, microtextura,
microtrama, microestruturas físicas e/ou biogênicas, microfósseis e conteúdo orgânico
particulado observado através de técnicas de microscopia, somados a atributos como cor,
fissilidade e variação estratal observados em escala megascópica”.
A análise dos dados permitiram a identificação 9 microfácies (Quadro 2), dentre as quais, 2
típicas do trato transgressivo (Membro Jaguariaíva) e 7 típicas do trato de mar alto (Membro
São Domingos). Litologicamente as microfácies foram classificadas como argilitos sílticos,
siltitos areno-argilosos e siltitos argilosos (ver figura 8).
Quadro 2 – Quadro síntese das microfácies propostas para a Formação Ponta Grossa.
Microfácies Diagnose Interpretação
M - 1
Siltito areno-argiloso (22:56:22) com bioturbações piritizadas. Ocorre os icnogêneros Planolites isp.; Helminthopsis isp.; Zoophycos isp.; Terebellina isp.; Asterosoma isp e Teicchichnus isp. (característicos da icnofácies Cruziana distal).
Resulta da intensa reorganização biogênica (crustáceos, poliquetas e outros) em ambiente disóxico/óxico.
M - 2
Argilito síltico (3:40:57) finamente laminado. Bioturbação ausente.
Resulta da alternância de processos de decantativos e fluxos turbulentos de baixa densidade em ambiente anóxico/redutor.
M - 3
Siltito argiloso (4:58:38) finamente laminado com microgradação normal, micromarca de calha, marca de corrugação (algal mat) e microondulações assimétricas subordinadamente. Ocorre os icnogêneros Helminthopsis isp.; Gyrolithes isp. e Asterosoma isp. (característicos da icnofácies Cruziana distal).
Resulta da alternância de processos decantativos e fluxos turbulentos de baixa densidade em ambiente anóxico/redutor. A intermitência do fluxo favorece o desenvolvimento de esteiras microbianas.
M - 4
Siltito argiloso (1:61:38) finamente laminado com micromarca de carga, micromarca de corrugação e microgradação normal. Ocorre somente o icnogênero Helminthopsis isp. (característico da icnofácies Cruziana distal).
Resulta da alternância de processos decantativos e fluxos turbulentos de baixa densidade em ambiente disóxico/redutor indicando altas taxas de sedimentação.
M - 5
Siltito argiloso (14:54:32) finamente laminado com microgradação inversa e normal, rico em detritos vegetais. Ocorre somente o icnogênero helminthopsis isp. (característico da icnofácies Cruziana distal).
Resulta de fluxos hiperpicnais de baixa densidade em ambiente anóxico/redutor.
M - 6
Siltito argiloso (10:64:26) finamente laminado com microondulações assimétricas. Apresenta tipicamente laminações truncadas e nódulos milimétricos de marcassita. Ocorre somente o icnogênero helminthopsis isp. (característico da icnofácies Cruziana distal).
Resulta da alternância de processos decantativos e fluxos turbulentos de baixa densidade associados a eventos de tempestade em ambiente anóxico/redutor.
M - 7
Siltito argiloso (8:60:32) finamente laminado com microgradação, marcas de corrugação e localmente bioturbado. Ocorre os icnogêneros Planolites isp.; Helminthopsis isp. e Zoophycos isp.; (característicos da icnofácies Cruziana distal).
Resulta da alternância de processos decantativos e fluxos hiperpicnais de baixa densidade em ambiente disóxico/anóxico, seguido de reorganização biogênica.
M - 8
Siltito argiloso (7:65:28) finamente laminado com microgradação normal, micromarcas lenticulares, micromarcas de calha e nódulos milimétricos de marcassita subordinadamente. Ocorre somente o icnogênero Helminthopsis isp. (característico da icnofácies Cruziana distal).
Resulta da alternância de processos decantativos e fluxos turbulentos de baixa densidade em ambiente anóxico/redutor.
M - 9
Siltito argiloso (8:64:28) intensamente bioturbado. Ocorre os icnogêneros Planolites isp.; Helminthopsis isp.; Zoophycos isp.; Terebellina isp. e Teicchichnus isp. (característicos da icnofácies Cruziana distal).
Resulta da intensa reorganização biogênica (crustáceos, poliquetas e outros) em ambiente disóxico/óxico.
15
FIGURA 8. Diagrama de classificação litológica das microfácies, baseado em Picard (1971).
Uma vez definido as microfácies, realizou-se uma média do tamanho das partículas das
amostras que as compõe. Note maior concentração das amostras no campo siltito argiloso.
MICROFÁCIES M1
Diagnose – Siltito areno-argiloso de cor cinza a cinza escuro (22:56:22) com bioturbações
piritizadas. Ocorre os icnogêneros Planolites isp.; Helminthopsis isp.; Zoophycos isp.;
Terebellina isp.; Asterosoma isp e Teicchichnus isp. (característicos da icnofácies Cruziana
distal).
Interpretação – Resulta da intensa reorganização biogênica (crustáceos, poliquetas e outros) em
ambiente disóxico/óxico.
Descrição – Trata-se de sedimentos argilosos e sílticos de cor cinza, cujas microestruturas
físicas e a microtrama original foram obliteradas pela ação de organismos bentônicos, gerando
assim, uma microtrama caótica. As microestruturas biogênicas ocorrem na maioria dos casos
piritizadas, onde é possível observar a ocorrência de piritas framboidais.
Discussão – A ocorrência desta microfácies abrange as amostras 1 a 19 no perfil da figura 3. A
presença elevada de areia muito fina e silte nesta microfácies é oriunda da remobilização do
substrato pela ação de ondas durante a fase transgressiva (que muitas vezes são amplificadas
durante eventos de tempestades) que transporta material de maior granulometria para regiões
distais. Este fenômeno também proporciona uma maior oxigenação do fundo, permitindo assim,
16
a colonização do substrato por organismos bentônicos (Potter et al., 2005), que acabam por
homogeneizar o substrato, gerando uma microtrama caótica. Um exame mais apurado das
bioturbações (planolites isp.) mostram tubos com paredes piritizadas. Este aspecto revela que as
mesmas foram geradas num substrato firmground com certo nível de oxigenação e compactação
no qual o organismo produz um muco que facilita sua locomoção no substrato. Segundo
Schieber (2002) este muco segregado pelos organismos bentônicos é importante para a
produção inicial de pirita diagenética induzida por bactérias que alimentam-se do muco. Esta
microfácies correlaciona-se com a fácies Slt1 de Bergamaschi (1999) (ver descrição no quadro
1).
FIGURA 9 – Fotomicrografia representando a microfácies M1 (siltito areno-argiloso). Ocorre no perfil
da figura 3 referente ao trato de sistema transgressivo. Esta microfácies apresenta maior razão silte e areia
muito fina em relação à fração argila, padrão caótico de orientação (microtrama caótica) e bioturbações
piritizadas (aumento 2,5x; nicol paralelo e luz transmitida).
17
FIGURA 10 – Fotomicrografia representando a microfácies M1 (siltito areno-argiloso). Ocorre no perfil
da figura 3 referente ao trato de sistema transgressivo. Note detalhe da bioturbação piritizada (aumento
2,5x; nicol paralelo e luz transmitida).
MICROFÁCIES M2
Diagnose – Argilito síltico de cor preta (3:40:57) finamente laminado. Bioturbação ausente.
Interpretação – Resulta da alternância de processos de decantativos e fluxos turbulentos de
baixa densidade em ambiente anóxico/redutor.
Descrição – Trata-se de sedimentos argilosos ricos em matéria orgânica, pirita e microtrama
orientada, intercalados a lâminas submilimétricas (0,05 mm) de siltito fino.
Discussão - A ocorrência desta microfácies abrange a amostra 20 no perfil da figura 3. É a
microfácies mais argilosa. Sua microtrama orientada é atribuída a processos decantativos e as
laminações de siltito podem estar associadas a eventos de tempestade ou turbiditos de baixa
densidade que transportariam sedimentos de maior granulometria para regiões distais (Potter et
al., 2005). Schieber (2003) Advoga que estas laminações também podem ser associadas a
eventos erosivos, sugerindo assim, a ação de correntes de fundo atuando no substrato e gerando
possivelmente uma pequena perda do registro estratigráfico. Esta microfácies apresenta-se
extremamente rica em argila e matéria orgânica sendo associada a uma superfície de inundação
máxima (q.v. Bergamaschi, 1999; perfil da figura 3).
18
FIGURA 11 – Fotomicrografia representando a microfácies M2 (argilito síltico). Ocorre no perfil da
figura 3 referente ao trato de sistema transgressivo. Esta microfácies apresenta maior razão de sedimentos
na fração argila em relação à fração silte e areia muito fina, laminações compostas por quartzo e micas na
fração silte e microtrama orientada (aumento 5x, nicol cruzado e luz transmitida).
FIGURA 12 – Fotomicrografia representando a microfácies M2 (argilito síltico). Ocorre no perfil da
figura 3 referente ao trato de sistema transgressivo representando uma importante superfície de
inundação. Note a orientação das micas paralelamente à superfície deposicional, gerando uma microtrama
orientada (aumento 20x, nicol paralelo e luz transmitida).
19
MICROFÁCIES M3
Diagnose – Siltito argiloso (4:58:38) finamente laminado com microgradação normal,
micromarca de calha, marca de corrugação (algal mat) e microondulações assimétricas
subordinadamente. Ocorre os icnogêneros Helminthopsis isp.; Gyrolithes isp. e Asterosoma isp.
(característicos da icnofácies Cruziana distal).
Interpretação – Resulta da alternância de processos decantativos e fluxos turbulentos de baixa
densidade em ambiente anóxico/redutor. A intermitência do fluxo favorece o desenvolvimento
de esteiras microbianas.
Descrição – Trata-se de sedimento síltico-argiloso intercalado por lâminas milimétricas (0,5
mm) e submilimétricas (0,08 mm) de siltito, que apresentam micromarcas de calha na base.
Micromarcas de corrugação associadas à atividade microbiana ocorre na base da de algumas
camadas de siltito. As laminações de siltito mostram microestruturas gradacionais, e
microondulações assimétricas (0,8 mm) aparecem subordinadamente com nódulos milimétricos
de marcassita. Esta alternância de processos decantativos e trativos acaba por gerar uma
microtrama relativamente orientadada.
Discussão – A ocorrência desta microfácies abrange as amostras 1 e 2 no perfil da figura 4.
Este conjunto de microestruturas revela um substrato firmground sujeito à ação de fluxos
trativos esporádicos caracterizados por lâminas de silte com microgradação normal, mineriais e
fitoclastos relativamente orientados em relação ao fluxo. Estas características sugerem uma
região mais proximal (prodelta). A intermitência dos fluxos favorece o desenvolvimento de
esteiras microbianas ocorrendo no topo das camadas argilosas. Este tipo de microestrutura pode
ser confundido com micromarcas de carga, no entanto sua diferenciação deve-se ao fato de
poder incorporar micas e pelotas de argila, armadilhadas pela trama microbiana, que também
resiste ao cargueamento provocado pela camada de siltito, produzindo depressões relativamente
rasas em comparação com microestruturas de cargueamento (Schieber, 2007; Kumar & Pandey,
2007).
20
FIGURA 13 – Fotomicrografia representando a microfácies M3 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. É possível observar uma microondulação assimétrica na
parte superior e micromarcas de corrugação na base da camada de siltito que ocorre na parte inferior
indicado pelas setas amarelas (aumento 1x, nicol paralelo).
FIGURA 14 – Fotomicrografia representando a microfácies M3 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. As setas amarelas indicam micromarcas de calha que
ocorem na parte superior. Note também a micromarca de corrugação que ocorre na base da camada de
siltito atribuída à atividade microbiana, indicada pela seta branca (aumento 1x, nicol paralelo).
21
MICROFÁCIES – M4
Diagnose – Siltito argiloso (1:61:38) finamente laminado com micromarca de carga,
micromarca de corrugação e microgradação normal. Ocorre somente o icnogênero
Helminthopsis isp. (característico da icnofácies Cruziana distal).
Interpretação - Resulta da alternância de processos decantativos e fluxos turbulentos de baixa
densidade em ambiente anóxico/redutor indicando altas taxas de sedimentação.
Descrição – Trata-se de sedimento síltico argiloso intercalado com laminações submilimétricas
de siltito (0,05 mm – 0,1 mm) que apresentam base erosiva e micromarcas milimétricas de carga
e chama. É possível observar filamentos atribuídos ao desenvolvimento de esteira microbiana
cortando a camada de siltito (schieber, 2007).
Discussão - A ocorrência desta microfácies abrange a amostra 3 no perfil da figura 4. A
presença de microestruturas de carga e chama, indicam que as camadas argilosas constituíam
um substrato lamoso (soupyground) e não compactado de baixa densidade, devido ao conteúdo
abundante de água (Schieber, 2007b). Este tipo de microestrutura geralmente é preservado onde
ocorre rápida deposição de lamas, interrompida pela deposição ocasional de sedimentos de
maior granulometria, além de apresentar incrível semelhança com micromarcas de corrugação
produzidas por esteiras microbianas (Schieber, 1991).
22
FIGURA 15 – Fotomicrografia representando a microfácies M4 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. Note micromarcas de carga, indicadas pelas setas
amarelas e micromarca de chama, indicada pela seta branca; ambas ocorrendo na parte inferior da base da
camada de siltito, indicado (aumento de 2,5x; nicol paralelo e luz transmitida).
FIGURA 16 – Fotomicrografia representando a microfácies M4 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. Note laminações submilimétricas de siltito, indicada
pelas setas amarelas e laminações atribuídas a atividade microbiana, indicada pelas setas brancas
(aumento de 1,5x; nicol paralelo e luztransmitida).
23
Microfácies M5
Diagnose – Siltito argiloso (14:54:32) finamente laminado com microgradação inversa e
normal, rico em detritos vegetais. Ocorre somente o icnogênero helminthopsis isp.
(característico da icnofácies Cruziana distal).
Interpretação – Resulta de fluxos hiperpicnais de baixa densidade em ambiente anóxico/redutor.
Descrição – Trata-se de sedimento síltico-argiloso rico em material Fitoclástico (detritos
vegetais) relativamente orientado em relação ao acamamento intercalado por laminações
milimétricas de siltito e micromarca de calha. O preenchimento da micromarca de calha ocorre
sob a forma de um aumento granulométrico em direção ao topo, delimitada por uma lâmina
submilimétrica de siltito que marca o pico de energia do fluxo, seguido de uma diminuição
granulométrica. As lâminas de siltito mostram microgradação normal. Esta é microfácies mais
abundante em material fitoclástico e apresenta elevados valores de carbono orgânico total (1,03
%).
Discussão - A ocorrência desta microfácies abrange as amostras 4, 5 e 9 no perfil da figura
4. A presença elevada de material fitoclástico e grãos de silte orientados com aspecto maciço
intercalado por finas laminações de siltito e micromarcas de calha com microgradação normal e
inversa, sugerem deposição por fluxo hiperpicnal de baixa densidade. As laminações de siltito
podem ter sido depositadas durante o pico da inundação, registrando assim, o ápice de energia
do evento (Mulder et al., 2003; Plink-Björklund & Steel, 2003). Gastaldo (1994) discute
amplamente os fatores inerentes a preservação e tranporte do material fitoclástico até sua
deposição, e afirma ser perfeitamente compreensível que material fitoclástico de maior
densidade tais como fragmentos lenhosos sejam transportados juntamente com siltes em
turbulência por fluxos hiperpicnais de baixa densidade.
24
FIGURA 17 – Fotomicrografia representando a microfácies M5 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. Note Fragmentos de material fitoclástico indicado pelas
setas amarelas (aumento de 1,5x; nicol paralelo e luz transmitida).
FIGURA 18 – Fotomicrografia representando a microfácies M5 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. Note laminação milimétrica de siltito na parte superior
da lâmina, na qual é possível observar um pavimento de grãos de silte de maior granulometria, indicado
pela seta amarela (aumento de 1,5x; nicol paralelo e luz transmitida).
25
Microfácies M6
Diagnose – Siltito argiloso (10:64:26) laminado com microondulações assimétricas. Apresenta
tipicamente laminações truncadas e nódulos milimétricos de marcassita. Ocorre somente o
icnogênero helminthopsis isp. (característico da icnofácies Cruziana distal).
Interpretação – Resulta da alternância de processos decantativos e fluxos turbulentos de baixa
densidade associados a eventos de tempestade em ambiente anóxico/redutor.
Descrição – Trata-se de sedimentos síltico-argilosos frequentemente erodidos por fluxos trativos
de energia elevada, capazes de transportar silte e areia muito fina. Microondulações assimétricas
de espessura milimétrica (0,3 mm) com nódulos de marcassita (0,2 mm) ocorrem alternadas em
meio a sedimentos argilosos e laminações de siltito (0,4 mm – 1 mm) que exibem
microgradação normal.
Discussão - A ocorrência desta microfácies abrange a amostra 7 no perfil da figura 4. A
presença elevada de material síltico e laminações truncadas assessoradas por microondulações
assimétricas intercaladas as camadas argilosas, sugerem fortemente a atuação de eventos de
tempestades retrabalhando o substrato (Schieber, 1991; Potter, 2005). Esta informação é
corroborada pelos dados de afloramentos que mostram feições como Ondulações assimétricas
(HCS) e marcas de ondas fechando os ciclos de raseamento do membro São Domingos
(Bergamaschi, 1999). Aigner & Reineck (1982) sugerem que correntes amplificadas por
tempestades podem transportar sedimentos de granulometria mais grossa (silte ou areia muito
fina) ou argila floculada da plataforma para costa-afora, região onde predomina deposição de
finos e processos decantativos. Schieber (2007) relata a ocorrência de feições similares em
intervalos microclásticos da Formação Eau Claire do Cambriano superior, localizada no Estado
de Indiana (EUA), e interpretada como o registro de uma plataforma epicontinental dominada
por tempestades.
26
FIGURA 19 – Fotomicrografia representando a microfácies M6 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4, referente ao trato de sistema de mar alto. Na parte superior da lâmina é possível observar uma
microondulação assimétrica parcilamente bioturbada, indicada pela seta amarela (aumento 1x; nicol
paralelo e luz transmitida).
FIGURA 20 – Fotomicrografia representando a microfácies M6 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. Note micoondulação assimétrica na parte superior,
indicada pela seta amarela (lee side) e um conjunto de laminações submilimétricas na parte inferior,
indicada pela seta branca (aumento 1x; nicol paralelo e luz transmitida).
27
Microfácies M7
Diagnose – Siltito argiloso (8:60:32) finamente laminado com microgradação normal,
marcas de corrugação e localmente bioturbado. Ocorre os icnogêneros Planolites isp.;
Helminthopsis isp. e Zoophycos isp.; (característicos da icnofácies Cruziana distal).
Interpretação – Resulta da alternância de processos decantativos e fluxos hiperpicnais
de baixa densidade em ambiente disóxico/anóxico, seguido de reorganização biogênica.
Descrição – Trata-se de sedimentos argilo-sílticos com microtrama orientada nas
camadas argilosas e laminações de siltito e caótica nas áreas bioturbadas. As laminações
de siltito submilimétricas (0,01 mm) mostram grãos de quartzo e micas bem orientados.
Ocorrem subordinadamente laminações milimétricas de siltito em microgradação
inversa (0,4 mm).
Discussão - A ocorrência desta microfácies abrange a amostra 8 no perfil da figura 4. A
presença de microgradação inversa e sedimentos orientados nas camadas sílticas,
associados às depressões rasas na base da camada de siltito sugerem altas taxas de
sedimentação por fluxos hiperpicnais que acabam por oxigenar o substrato (Mulder et
al., 2003; Potter et al, 2005), permitindo assim condições favoráveis ao
desenvolvimento de organismos bentônicos (Buatois, 2002). Esta microfácies pode ser
uma variação da microfácies M3, sendo diferenciada basicamente pela maior proporção
silte disperso pela amostra devido à atividade biogênica.
28
FIGURA 21 – Fotomicrografia representando a microfácies M7 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. Note um conjunto de laminações submilimétricas na
parte superior da lâmina. Na parte inferior é possível observar as microestruturas biogênicas zoophycos
isp.; cujo limite superior é indicada pela seta amarela e helminthopsis isp.; indicada pela seta branca
(aumento de 1x; nicol paralelo e luz transmitida).
FIGURA 22 – Fotomicrografia representando a microfácies M7 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. Note fragmento de esteira microbiana (indicada pelas
setas amarelas) incorporada na camada de siltito localizada na parte superior da lâmina e microestruturas
associadas ao crescimento de filamentos microbianos (indicados pelas setas brancas) (aumento 1,5x; nicol
paralelo e luz transmitida).
29
Microfácies M8
Diagnose – Siltito argiloso (7:65:28) finamente laminado com microgradação normal,
micromarcas lenticulares, micromarcas de calha e nódulos milimétricos de marcassita
subordinadamente. Ocorre somente o icnogênero Helminthopsis isp. (característico da
icnofácies Cruziana distal).
Interpretação - Resulta da alternância de processos decantativos e fluxos turbulentos de baixa
densidade em ambiente anóxico/redutor.
Descrição – Trata-se de siltito argiloso constituído de laminações milimétricas (0,1 mm – 0,6
mm) de silte grosso a silte fino em microgradação normal. Apresenta base erosiva, micromarcas
de calha (0,3 mm – 1 mm) e nódulos de marcassita (0,3 mm). É a microfácies de maior
percentagem em silte e areia muito fina.
Discussão - A ocorrência desta microfácies abrange a amostra 10 e 11 no perfil da figura 4. Este
padrão casado (couplets) de argilito e siltito indica sedimentação episódica por fluxos trativos
(O’Brien et al., 1998). A Presença de laminações com base erosiva, micromarcas de calha e
gradação normal, associado à abundância de material fitoclástico e grãos orientados, gerando
uma microtrama orientada em relação ao acamamento sugere sedimentação por de fluxos
hiperpicnais ou correntes de turbidez de baixa densidade. Este fato é apoiado pela ausência de
microestruturas biogênicas (bioturbações), caracterizando um ambiente estressante pelo
contínuo imput de água doce (Pemberton et al., 2001; Buatois, 2002; Gibert & Ekdale, 2002).
Segundo Schieber (2007c) a presença de marcassita está associada a processos de oxidação,
dissolução e posterior recristalização do material pirítico e fosfático reformulado. Uma vez
formado o material pirítico de qualquer natureza no sedimento, intermitentes erosões e
reformulação desses sedimentos proporcionam um mecanismo simples para remoção de argilas
e concentração deste material, que são posteriormente oxidados, liberando altas concentrações
de Fe2+
. Neste momento é necessária uma fonte de sulfeto de hidrogênio tais como as vindas de
camadas de sedimentos organicamente ricos acima ou abaixo para causar a rápida precipitação
de marcassita. Este tipo de mineral ocorre em depósitos de retrabalhamento em calcáreos e
30
frequentemente como concreções icorporadas a rochas microclásticas (Klein & Hurlbut, Jr.,
1999).
FIGURA 23 – Fotomicrografia representando a microfácies M8 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. Observe a ocorrência de micromarca de calha de
tamanho centimétrico, na base (indicado pela seta amarela); uma micromarca lenticular de siltito
(indicada pela seta branca) e uma sucessão de microgradações normais na parte superior da amostra
(aumento 1x, nicol paralelo).
FIGURA 24 – Fotomicrografia representando a microfácies M8 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. Observe a ocorrência superfícies erosivas em
microgradação normal e micromarcas de calha na base, indicadas pelas setas amarelas (aumento 1x; nicol
paralelo e luz transmitida).
31
Microfácies M9
Diagnose – Siltito argiloso (8:64:28) intensamente bioturbado. Ocorre os icnogêneros
Planolites isp.; Helminthopsis isp.; Zoophycos isp.; Terebellina isp. e Teicchichnus isp.
(característicos da icnofácies Cruziana distal).
Interpretação - Resulta da intensa reorganização biogênica (crustáceos, poliquetas e outros) em
ambiente óxico/disóxico.
Descrição – Trata-se de siltito argiloso bioturbado, no qual ainda é possível observar indícios de
microestruturas físicas (laminações e microndulações assimétricas). É caracterizada pelo
aumento no índice de bioturbação e incremento de icnogêneros em relação às demais amostras.
Pirita framboidal ocorre dispersa pela amostra.
Discussão - A ocorrência desta microfácies abrange as amostras 12, 13, 14 e 15 no perfil da
figura 4. Esta microfácies é oriunda da remobilização do substrato pela ação de organismos
bentônicos na busca por alimento e seu índice de bioturbação é o maior em relação às demais
(exceto a microfácies M1). Nesta microfácies é possível observar uma diminuição da presença
de material fitoclástico, quando comparada as demais microfácies do trato de mar alto
apresentadas anteriormente. Este fato sugere uma menor influência de processos hiperpicnais e
influência de água doce, permitindo desta forma o desenvolvimento normal da icnofácies
Cruziana distal (Pemberton et al., 2001 Buatois, 2002).
32
FIGURA 25 – Fotomicrografia representando a microfácies M9 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. Esta microfácies é caracterizada pelo alto índice de
reelaboração biogênica e abundancia de microestruturas biogênicas. Microestruturas físicas ocorrem
parcialmente bioturbadas. Note laminações plano paralelas indicadas pelas setas amarelas e spreites do
icnogênero Teicchichnus isp.; indicado pelas setas brancas (aumento 1x; nicol paralelo e luz transmitida).
FIGURA 26 – Fotomicrografia representando a microfácies M9 (siltito argiloso). Ocorre no perfil da
figura 4 referente ao trato de sistema de mar alto. Note conjunto de laminaçõs submilimétricas na parte
superior (indicada pela seta branca) e microondulação assimétrica na parte inferior (indicada pela seta
amarela), ambas encontran-se parcialmente obliteradas (aumento 1x; nicol paralelo e luz tran
33
DISCUSSÃO
De um modo geral as microfácies mostram-se essencialmente sílticas-argilosas. O trato de
sistema transgressivo apresenta caracteristicamente uma microfácie sílticas-arenosa com alto
índice de reelaboração biogênica e presença de pirita, e outra extremamente argilosa, rica em
matéria orgânica e pirita framboidal. Já o trato de mar alto, é caracterizado por microfácies
sílticas-argilosas com baixo índice de reformulação biogênica (bioturbações) e apresenta
caracteristicamente inúmeras microestruturas de origem física ou hidrodinâmica (e.g.
Micromarca de calha, microondulações assimétricas, microgradações, microlaminações etc.) e
de origem microbial (micromarca de corrugação).
O perfil da figura 3 referente ao trato transgressivo sugere a presença de 3 parassequências. A
primeira ocorre da cota de 8m a 25m; a segunda, de 25m a 39m; e a terceira, de 39m a 59m
aproximadamente. O processo deposicional dominante foi a remobilização do substrato pela
ação de ondas que trasportavam material de maior granulometria (silte e areias) para regiões
mais distais, seguido de reelaboração biogênica (microfácies M1). Este processo é atestado pela
alta proporção de silte e areia muito fina, além da ausência de microestruturas físicas ou
hidrodinâmicas em grande parte das amostras.
Com o incremento da profundidade promovida pela subida do nível relativo do mar, dá-se a
deposição de finos (argilas) por processos decantativos (atestado pela microfácies M2), que
registra uma importante superfície de inundação de 3a ordem (Figura 14); corroborando assim, a
interpretação paleoambiental proposta por Diniz (1985) e Bergamaschi (1999) de deposição em
mar raso (antepraia inferior a costa-afora), submetidas à ação de ondas e correntes. Quando em
sucessão, as microfácies apresentam-se semelhantes àquelas descritas por O’Brien & Slatt
(1990), mostrando uma mudança vertical na composição (aumentando a proporção de argila) e
na microtrama (passando de aleatória a orientada).
Potter et al. (2005) advoga que a ação de ondas em mares rasos, gera turbulência no fundo e
mantém as partículas em suspensão, permitindo que correntes de maré, retorno/relaxação e
geostróficas entre outras, transportem sedimento em suspensão para regiões distais (offshore).
Ainda segundo os autores, a ação de ondas amplificadas por eventos de tempestade pode
34
resuspender o sedimento de regiões mais proximais do mar raso e gerar correntes de turbidez de
baixa densidade que transportam material de maior granulometria para regiões mais distais.
Estas correntes acabam por oxigenar o fundo marinho, favorecendo assim, a reelaboração
biogênica.
Diferentemente do trato transgressivo, as microfácies que caracterizam o Trato de mar alto (M3
a M9) exibem abundantes microestruturas físicas e baixo índice de reelaboração biogênica
(exceto a microfácies M9).
O perfil da figura 4 sugere duas parassequências. A primeira ocorre da cota de 1m a 3,20m
aproximadamente e a segunda da cota de 3,20m a 7,20m aproximadamente. A camada arenosa
situada próxima a cota de 4m é considerado um evento anômalo gerado por tempestades que
transportaram material de maior granulometria e essencialmente arenoso para regiões mais
distais.
A primeira parassequência mostra um conjunto de microfácies (M3 a M5) de tendência mais
regressiva atestada pela maior proporção de silte e areia intercaladas aos folhelhos culminando
em pacotes centimétricos ou métricos de areia no topo da parassequência. Já segunda
parassequência, de caráter também regressivo indica uma tendência mais transgressiva (menor
granulometria e diminuição dos pacotes arenosos) quando analisada num contexto de 4a ordem.
Ambas as parassequências do trato de mar alto mostram intercalação de material síltico/argiloso
gerando um acamamento riscado, abundância de detritos vegetais (material fitoclástico) e
microestruturas físicas. Estas microestruturas revelam uma série de feições associadas a fluxos
de corrente (feições erosivas), mais precisamente mostrando aumento ou diminuição da energia
do fluxo (feições com base erosiva e diminuição granulométrica em direção ao topo). Este
padrão “riscado” ou casado (“couplets”) é indicativo de sedimentação episódica por fluxos
trativos (O’ Brien et al.,1998; Davies et al., 1991; Plink-Björklund & Steel, 2003).
As microfácies que ocorrem da cota de 1m a 4,5m (M3 a M7), revelam a alternância de
processos decantativos e trativos, enquanto que a alta percentagem de detritos vegetais (material
fitoclástico) sugerem sedimentação por fluxos hiperpicanais. Já a microfácies M8 que ocorre
próxima a cota de 5m está associada a fluxos turbulentos de baixa densidade (correntes de
35
turbidez diluídas) devido a sensível diminuição de detritos vegetais e por exibir laminações com
microgradação normal, registrando assim a fase de desaceleração do fluxo. A microfácies M9
que ocorre da cota de 6m a 8m é caracterizada pela maior argilosidade em relação as demais e
por apresentar um aumento significativo no grau de bioturbação.
A observação das microestruturas biogênicas (bioturbações) que ocorrem no trato de mar alto
permitiu a identificação da icnofácies Cruziana empobrecida num contexto de contexto de
costa-afora distal (lower offshore) para a primeira parassequência, atestada pela baixa
diversidade de icnogêneros e baixo índice de reelaboração biogênica somados a abundância de
detritos vegetais. Este caráter empobrecido da icnofácies pode ser gerado pelo aumento local na
taxa sedimentar resultante do aporte de água doce fluvial.
Para a segunda parassequência, foi possível estabelecer uma icnofácies Cruziana distal, atestada
pelo aumento no índice de reelaboração biogênica, incremento de icnogêneros e quase ausência
de detritos vegetais, resultante da menor influência fluvial.
CONCLUSÃO
A análise de microfácies mostra-se eficiente para a caracterização de processos e
paleoambientes. Quando em sucessão o mapeamento das microestruturas, bem como a mudança
na microtrama das microfácies, reflete mudanças nas condições ambientais e de sedimentação,
além de fornecer pistas para a caracterização de uma condição deposicional específica.
As microfácies descritas para o trato transgressivo, quando mapeadas em sucessão, mostram
uma microtrama caótica e composição rica em areia muito fina e silte (de cores mais claras) que
são substituídas em direção ao topo por microfácies mais argilosas (cores mais escuras) ainda
com microtrama caótica, podendo em alguns pontos mostrar alguma orientação; e estas são
sucedidas por microfácies argilosas de cores escuras a negras e microtrama orientada, típica de
transgressões marinhas e sua origem resulta do decaimento da atividade biogênica, geralmente
ocasionado por condições estressantes (anoxia), marcando assim, uma superfície de inundação.
Já as microfácies do trato de mar alto revelam que o ambiente era constantemente sujeito a
influência de sedimentação episódica por fluxos hiperpicnais, além de processos de
36
ressedimentação por tempestades, alternando níveis de baixa (processos decantativos) e alta
energia (Processos trativos). Embora sujeitas a intercalações de camadas arenosas e sílticas, as
microfácies do trato de mar alto mostram uma microtrama relativamente orientada. Estas
microfácies quando mapeadas em sucessão mostram mudança vertical na microtrama, passando
de orientada a caótica, além de aumento da proporção de sedimentos tamanho silte e areia muito
fina.
A observação do caráter selante ou reservatório das microfácies foi inferido a partir de aspectos
texturais e composicionais. A microfácies de melhor qualidade reservatório (M1) e selante (M2)
são atribuídas ao trato de sistema transgressivo. A microfácies M1 mostra altas percentagens de
silte e areia muito fina (56% e 22%) dispersos pela amostra, microtrama caótica e alto índice de
reelaboração biogênica, que acaba por reduzir a capacidade selante. Creditamos que sua gênese
está ligada a ação de ondas e posterior reelaboração biogênica. Já a microfácies M2 mostra alta
percentagem de argila (57%) e microtrama orientada, sendo gerada por processos decantativos
relacionados ao aumento relativo do nível do mar e marca uma importante superfície de
inundação num ciclo de 3a ordem.
As microfácies que compõem o trato de sistema de mar alto (M3 a M9), por sua vez, mostram
intercalações de camadas submilimétricas e milimétricas de silte ou areia muito fina,
microtrama relativamente orientada, baixo índice de reelaboração biogênica e inúmeras
microestruturas (hidrodinâmicas, biogênicas e microbiais).
Uma análise preliminar, em termos de capacidade selante e reservatório dos tratos de sistema
aqui analisados, nos permitem inferir que o trato transgressivo (Membro jaguariaíva) este
excelente capacidade para atuar como reservatório de baixa permeabilidade, fato indicado pela
ocorrência da ocorrência da microfácies M1 em grande parte do perfil analisado. Embora
sujeitas a intercalações de camadas arenosas e sílticas, as microfácies do trato de mar alto (M3 a
M9) mostram uma microtrama relativamente orientada, favorecendo assim a atuação do trato de
mar alto como possível selante.
37
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Aigner, T. & Reineck, H. E. 1982. Proximality trends in modern storm sands from the
Helgoland Bight (North Sea) and their implications for basin analysis. Senckenbergiana
Maritima, 14:183-215.
Andrade, S. M. & Camarço, P. E. N. 1980. Estratigrafia dos sedimentos Devonianos do flanco
Nordeste da bacia do Paraná. In: XXXI Congr. Bras. Geol. Balneário Camboriú, Santa
Catarina, Anais, 5: 2828-2839.
Assine, M. L. 1996. Aspectos da estratigrafia das sequencias pré-carboníferas da bacia do
Paraná no Brasil. Tese de Doutorado, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo,
207 p.
Bergamaschi, S. & Pereira, E. 2001. Caracterização de sequências deposicionais de 3ª ordem
para o Siluro-devoniano na sub-bacia de Apucarana, bacia do Paraná, Brasil. In: MELO,
J.H.G. & TERRA, G.J.S. (Eds). Correlação de sequências paleozóicas Sul-americanas,
Petrobras Ciência–Técnica–Petróleo, Seção Exploração de Petróleo, 20: 63-73.
Bergamaschi, S. 1999. Análise estratigráfica do Siluro-Devoniano (Formações Furnas e Ponta
Grossa) da sub-bacia de Apucarana. Tese de Doutorado, Instituto de Geociências,
Universidade de São Paulo, 167 p.
Borghi, L. 2002. Fácies, arquitetura deposicional, tempestitos e o Devoniano da bacia do
Paraná. Tese de Doutorado, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio de
Janeiro, 309 p.
Buatois, L. A.; Mángano, M. G. & Aceñolaza, F. G. (Eds.). 2002. Trazas Fósiles: Señales de
comportamiento en el registro estratigráfico. MEF- Museo Paleontológico Egidio Feruglio,
Bahía Blanca, 382 pp.
Davies, D. K.; Bryant, W. R.; Vessell, R. K. & Burkett, P. J. Porosities, permeabilities and
microfabrics of devonian shales. In: R. H. BENNETT.; W. R. BRYANT & M. H.
HULBERT (Eds.) Microestructure of Fine-Grained Sediments. Spring Verlag, New York,
p.:109-119.
Diniz, M. N. 1985. Interpretação ambiental da Formação Ponta Grossa na parte central da bacia
do Paraná. Dissertaçãoe Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo 148
p.
Droser, M.L & Bottjer, D. J. 1989. Ordovician increase in extent and depth of bioturbation:
Implications for understanding early Paleozoic ecospace utilization. Geology, 17: 850-852.
Dunbar, C. O. and Rogers (Eds.) 1957. Principles of Stratigraphy. Wiley and Son, New York,
356 pp.
Folk, R. L. 1974. Petrology of sedimentary rocks. Hemphill Publishing Company, Texas, 184
pp.
Gastaldo, R. A. 1994. The genesis and sedimentation of phytoclasts with exemples from coastal
enviroments. In: A. TRAVERSE. Sedimentation of Organic Particles. Cambridge
University Press, New York, p.: 103-128.
38
Gibert, J. M. & Ekdale, A. A. 2002. Ichnology of a restricted epicontinental sea, Arapien Shale,
Middle Jurassic, Utah, USA. Palaeogeogr., Palaeoclim., Palaeoecol., 183: 275-286.
Grahn, R. L.; Mauller, P. M.; Breuer, P.; Bosseti, E. P.; Pereira, E. & Bergamaschi, S. 2010.
The Furnas/Ponta Grossa contact and the age of the lowermost Ponta Grossa Formation in
the Apucarana sub-basin (Paraná basin, Brazil): Integrated palynological age determination.
Rev. Bras. Paleont. 13 (2): 89-102.
Grahn, R. L.; Pereira, E. & Bergamaschi, S. 2000. Silurian and lower devonian chitinozoan
biostratigraphy of the Paraná basin in Brazil and Paraguay. Palynology, 24: 147-176.
Grahn, Y. Revision of Silurian and Devonian strata of Brazil. 1992. Palynology, 16: 35-61.
Klein, C. & Hurlburt - Jr., C. S. (Eds.) 1999. Manual of Mineralogy-after J. D. Dana. John
Wiley & Sons, New York, 679 pp.
Kumar, S. & Pandey, S. K. 2007. Microbial mat-induced sedimentary structures in the
Neoproterozoic Bundi Hill Sandstone, Indargarh area, Rajasthan. Curr. Sci., 93 (7): 1009-1012.
Lange, F. W. & Petri, S. 1967. The Devoniano of Paraná. In: BIGARELLA, J. J. Problems in
Brazilian Devonian Geology. Bol. Paran. Geoc., 21/22:05-51.
Loboziak, S.; Melo, J.H.G.; Steemans, P.; Barrilari, I.M.R. 1995. Miospore evidence for pré-
Emsian and latest Famennian sedimentation in the Devoniano from the Paraná basin, south
Brazil. An. Acad. Bras. Cienc., 67: 391-392.
Macquaker, J. H. S. & Adams, A. E. 2003. Maximizing information from fine-grained
sedimentary rocks: an inclusive nomenclature for mudstones. J. Sedim. Res., 73 (5): 735-744.
Milani, E. J.; Kinoshita, E. M.; Araújo, L. M. & Cunha, P. R. C. 1990. Bacia do Paraná:
Possibilidades petrolíferas da calha central. Bol. Geoc. Petrobras, 4 (1): 21-34.
Milani, E. J.; Melo, J. H. G.; Souza, P. A.; Fernandes, L. A. & França, A. B. 2007. Bacia do
Paraná. . Bol. Geoc. Petrobras, 15 (2): 265-287.
Mulder, T.; Syvitski, J. P. M.; Migeon, S.; Faugères, J.C. & Savoye, B. 2003. Marine
hyperpycnal flows: initiation, behavior and related deposits. A review. Mar. Petrol. Geol., 20:
861-882.
O’Brien, N. R. and Slatt, R. M. 1990. Argillaceous rock Atlas. Springer Verlag, New York, 141
pp.
O’Brien, N. R.; Brett, C. E. and Woodard, M. J. 1998. Shale fabric as a clue to sedimentary
process – example from the Williamson-Willowvale Shales (Silurian), New York. In:
SCHIEBER, J.; ZIMMERLE, W. & SETHI, P. (Eds.) Shale and Mudstones II,
Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgard, p.: 55-66.
Oliveira, S. F. 1997. Palinologia da sequência devoniana da bacia do Paraná no Brasil, Paraguai
e Uruguai: Implicações biocronoestratigráficas, paleoambientais e Paleogeográficas. Tese de
Doutorado, Instituto de Geociências, Universidade de são Paulo, 222 p.
Pemberton, S. G.; Spila, M.; Pulham, A. J.; Saunders, T.; Maceachern, J. A.; Robbins, D. &
Sinclair, I. K. 2001. Ichnology & Sedimentoly of Shallow to Marginal Marine Systems: Bem
Nevis & Avalon Reservoirs, Jeanne D’ Arc Basin. Geol. Assoc. of Canada, Newfoundland,
Short course notes, 15: 343 pp.
39
Pereira, E. 1992. Análise do Paleozóico médio da sub-bacia do Alto Garças, no Sudoeste de
Goiás, bacia do Paraná, Brasil. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade
Federal do Rio de Janeiro,172 p.
Petri, S. 1948. Contribuição ao estudo do Devoniano Paranaense. Bol. Div. Geol. Min., DNPM,
129: 1-125.
Picard, M. D. 1971. Classification of fine-grained sedimentary rocks. J. Sedim. Res., 41 (1):
179-195.
Plink-björklund, P. & Steel, R. J. 2004. Initiation of turbidity currents: outcrop evidence for
Eocene hyperpycnal flow turbidites. Sedim. Geol., 165: 29-52.
POTTER, P. E., MAYNARD, J. B. & DEPETRIS, P. J. (Eds.) 2005. Mud and Mudstones.
Springer Verlag, Berlin, 297 pp.
Ramos, A. N. & Formoso, M. L. L. 1975. Argilominerais das rochas sedimentares da bacia do
Paraná. Petrobras Ciência–Técnica–Petróleo, Seção Exploração de Petróleo, 9:72 pp.
Schieber, J. 2007. Microbial mats on muddy substrates – examples of possible sedimentary
features and underlying processes. In: SCHIEBER, J.; BOSE, P. K., ERIKSSON, P. G.,
BANERJEE, S.; SARKAR, S.; ALTERMANN, W. & CATUNEANU, O (Eds). Atlas of
Microbial Mat Features Preserved Within The Siliciclastic Rock Record. Elsevier, Amsterdan,
p.:117-133, 2007. (a)
Schieber, J. 2007. Oxidation of detrital pyrite as a cause for Marcasite Formation in marine lag
deposits from the Devonian of the eastern US. Deep-Sea Res. II, 54: 1312–1326. (b)
Schieber, J. 1991. Sedimentary structures: textures and depositional settings of shales from the
lower belt supergroup, mid-proterozoic, Montana, U. S. A. In: R. H. BENNETT; W. R.
BRYANT & M. H. HULBERT (Eds.). Microestructure of Fine-Grained Sediments. Spring
Verlag, New York, p.: 101-108.
Schieber, J. 2003. Simple gifts and burried treasures – Implications of finding bioturbation on
erosion surfaces in Black shales. Sedim. Rec., 1 (2): 4-8.
SCHIEBER, J. 2002. The role of an organic slime matrix in the formation of pyritized burrow
trails and pyrite concretions. Palaios, 17:104-109.
Schubert, G. 1995. Estratigrafia e sistemas deposicionais do Devoniano da bacia do Paraná NW,
região da Chapada dos Guimarães – MT. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências,
Universidade Federal do Rio de Janeiro, 166 p.
Anexo D – Análises de DRX
Difratogramas referentes às amostras do trato transgressivo (Membro Jaguariaíva) e do trato de mar alto
(Membro São Domingos).
1
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 1 (DRX).
2
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 2 (DRX).
3
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 3 (DRX).
4
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 4 (DRX).
5
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 5 (DRX).
6
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 6 (DRX).
7
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 7 (DRX).
8
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 8 (DRX).
9
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 9 (DRX).
10
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 10 (DRX).
11
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 11 (DRX).
12
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 12 (DRX).
13
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 13 (DRX).
14
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 14 (DRX).
15
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 15 (DRX).
16
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 16 (DRX).
17
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 17 (DRX).
18
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 18 (DRX).
19
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 19 (DRX).
20
Trato transgressivo (Mb. Jaguariaíva) – Análise de difratometria da amostra 20 (DRX).
21
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 1 (DRX).
22
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 2 (DRX).
23
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 3 (DRX).
24
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 4 (DRX).
25
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 5 (DRX).
26
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 6 (DRX).
27
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 7 (DRX).
28
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 8 (DRX).
29
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 9 (DRX).
30
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 10 (DRX).
31
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 11 (DRX).
32
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 12 (DRX).
33
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 13 (DRX).
34
Trato de mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 14 (DRX).
35
Trato de
mar alto (Mb. São Domingos) – Análise de difratometria da amostra 15 (DRX).
Anexo E – Resumo IAS
Devonian shale microfacies in the Paraná Basin (Brazil)
1
Devonian shale microfacies in the Paraná Basin (Brazil)
LEONARDO BORGHI, Laboratório de Geologia Sedimentar, Universidade Federal do
Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, Brazil; THIAGO G. CARELLI, Laboratório de Geologia
Sedimentar, Universidade Federal do Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, Brazil.
ISC 2010 - 18th International Sedimentological Congress (Abstract ID: 798)
Expressive shale formations occur in the Devonian strata in the onshore cratonic
Brazilian basins (Solimões, Amazonas, Parnaíba and Paraná basins), where they are
usually recognized as potential source rocks, but not evaluated so far as effective
sealing rocks or gas reservois (shale gas) The present microfacies analysis of Devonian
shales from the Paraná Basin (Ponta Grossa Fm), based on petrographic thin section
descriptions (allied to TOC and XRD analysis), involves challenging procedures
(difficulty in obtaining good thin sections and in making the appropriate microscopic
observations), that are, when overcome, rewarding due to low costs and good results in
characterizing reservoir/seal quality. Moreover they provide adequate process–
paleoenvironment interpretations, particularly relevant if data are tied to a well known
stratigraphic context. Based on a previous detailed sequence stratigraphic study
(Bergamaschi and Pereira, 2001), we chose two outcrop areas in the Eastern border of
the basin (Paraná State), where a HST (São Domingos Mb) and a TST (Jaguariaíva
Mb) were well defined in a 3rd order depositional sequence framework, and where
smaller T-R cycles are identified. Complementary data also come from other outcrop
sites, in the Northwestern border of the basin (Mato Grosso State) and even from the
same Eastern border. The Ponta Grossa Fm microfacies reveal mainly clayey-silty
shales (high silt:clay ratio), illite/kaolinite composition with abundant continental
palynodebris, and varied physical and biogenical microstructures (microscours,
microload-casts, silt/mud ripples, silt laminae, micrograded laminae,
microbiolaminations and bioturbations), deposited from offshore to prodeltaic marine
paleoenvironments (interpretations supported by biogenic/trace-fossils observations).
Unlike HST microfacies, the TST ones reveal smaller TOC (~0.5%), chaotic
microtexture and the absence of physical microstructures, resulting from intense wave
2
reworking and bioturbation, particularly during the early TST phase. The HST
microfacies suggest strong current reworking of the bottom, revealed by the varied
identified physical microstructures, probably resulting from hyperpycnal flows, which
would be responsible for higher TOC values (~0.8%), associated to continental
palynodebris in silty shales. These shale microfacies altogether show a fair potential as
unconventional reservoirs (gas shale), which may eventually reduce their effectiveness
in sealing the Tibagi Mb sandstones of the Ponta Grossa Fm, or the underlying Furnas
Fm sandstones (Lower Devonian), in eventual speculative petroleum systems.
Reference:
Bergamaschi, S. & Pereira, E. Caracterização de sequências deposicionais de 3ª
ordem para o Siluro-devoniano na sub-bacia de Apucarana, bacia do Paraná, Brasil. In:
MELO, J.H.G. & TERRA, G.J.S. (Eds). Correlação de sequências paleozóicas Sul-
americanas, Petrobras Ciência–Técnica–Petróleo, Seção Exploração de Petróleo, n.
20, p. 63-73, 2001.
Anexo E – Análise petrográfica
Planilha para descrição de rochas microclásticas
1
2
