UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
Dissertação de Mestrado.
ANÁLISE DE PROVENIÊNCIA SEDIMENTAR E EVOLUÇÃO HOLOCÊNICA DO DELTA DO RIO PARNAÍBA ATRAVÉS DE TESTEMUNHO POR VIBRAÇÃO.
Autor:
Fernando Sérgio Gois Smith
Orientadora:
Profa. Dra. Helenice Vital
Co-orientador:
Dr. André Giskard Aquino da Silva
Dissertação nº 250/PPGG
Natal/RN Março de 2020
i UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
ANÁLISE DE PROVENIÊNCIA SEDIMENTAR E EVOLUÇÃO HOLOCÊNICA DO DELTA DO RIO PARNAÍBA ATRAVÉS DE TESTEMUNHO POR VIBRAÇÃO.
Autor: Fernando Sérgio Gois Smith.
Comissão Examinadora:
Profa. Dra. Helenice Vital (DG/PPGG/UFRN – Orientadora)
Prof. Dr. Werner Farkatt (IDEMA-RN/UNI-RN - Membro Externo a Instituição) Prof. Dr. José Maria Landim Dominguez (IG/UFBA - Membro Externo a Instituição)
Natal/RN Março de 2020
Dissertação de Mestrado apresentada em 19 de março de 2020, ao Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG), da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN), para obtenção do título de Mestre em Geodinâmica e Geofísica, com área de concentração Geologia Sedimentar e Marinha.
Orientadora: Profª. Drª. Helenice Vital
ii Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRN
Sistema de Bibliotecas - SISBI
Catalogação de Publicação na Fonte. UFRN - Biblioteca Setorial Prof. Ronaldo Xavier de Arruda - CCET Smith, Fernando Sérgio Gois.
Análise de proveniência sedimentar e evolução holocênica do Delta do Rio Parnaíba através de testemunho por vibração / Fernando Sérgio Gois Smith. - 2020.
71f.: il.
Dissertação (Mestrado) - Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica. Natal, 2020.
Orientadora: Helenice Vital.
Coorientador: André Giskard Aquino da Silva.
1. Geodinâmica - Dissertação. 2. Delta do Parnaíba - Dissertação. 3. Testemunho por vibração - Dissertação. 4. Sedimentologia -
Dissertação. I. Vital, Helenice. II. Silva, André Giskard Aquino da. III. Título.
RN/UF/CCET CDU 551.3
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Agradecimentos
Agradeço à Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN) pela disponibilização de laboratórios e infraestrutura necessária a elaboração deste trabalho.
Aos órgãos financiadores do projeto, Cordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nívle Superior (CAPES), Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPQ) e Deutsche Forschungsgemeinschaft (DFG) através do projeto Evolução Holocênica e dinâmica atual do delta do Parnaíba: resposta de um delta natural às mudanças climáticas e à subida do nível do mar (88881.068034/2014-01, CAPES CSF-PVE 2014 3ª chamada); Auxílio de pesquisa CNPq – Margem Equatorial Brasileira: Da Fonte a Deposição (Processo nº 311413/2016-1, Chamada CNPq nº. 12/2016); INCT AmbTropic II – Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia “Ambientes Marinhos Tropicais” (Heterogeneidade Espaço-Temporal e Respostas a Mudanças Climáticas (CNPq – FAPESB – CAPES, Processo nº 465634/2014-1).
À Petrobras pela bolsa de mestrado, através do PRH-PB 229, e por disponibilizar o uso do equipamento Core Lab, modelo Spectral Core Gama System no laboratório de sedimentologia da UN-RNCE. Ao laboratório Leibniz-Labor für Alterbetimmung und
Isotopenforschung da Christian-Albrechts University zu Kiel (Alemanha), onde foram feitas as
datações contidas neste trabalho, no âmbito da cooperação internacional entre esta universidade e a UFRN através do laboratório de Geologia e Geofísica Marinha e Monitoramento Ambiental - GGEMMA. Ao LCEM DEMAT, laboratório multiusuário da UFRN que cedeu o uso do microscópio eletrônico de varredura. Ao laboratório de Análise Ambiental (Museu Câmara Cascudo) pelas análises sedimentologicas.
Agradeço a Professora Doutora Helenice Vital, ao Doutor André Giskard Aquino da Silva e ao Doutor Yoe Alain Perez pela orientação incondicional e pelos grandes ensinamentos que recebi durante este trabalho.
Ao Laboratório de Geologia e Geofísica Marinha e Monitoramento Ambiental (GGEMMA) e toda sua equipe, pela disponibilização de espaço e equipamentos necessários a elaboração deste trabalho.
Agradeço a Deus e a toda minha família que sempre me apoiou, principalmente aos meus pais, Edgar Smith e Regina Smith. Meus irmãos Fabio e Claudio. E meus avós Almir Soares de Gois e Alba Nelson de Gois que me apoiaram em todos os momentos. Agradeço também a minha noiva e companheira Júlia Lannes.
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Lista de figuras
Figura 1.1: Classificação de deltas proposta por Galloway (1975).
Figura 1.2: Localização da área de estudo e mapa geológico do Delta do Parnaíba.
Figura 2.1: Média de precipitação pluviométrica. Modificado de Aquino da Silva et al., 2015. Figura 2.2: Concentração de sedimento sem suspensão nas estações de medição em Terezina e Luzilândia PI. Modificado de Aquino da Silva et al., 2015.
Figura 2.3: Amplitude de marés no delta do Parnaíba. Modificado de Aquino da Silva et al., 2015.
Figura 2.4: Direção e velocidade das correntes na foz do rio Parnaíba. Modificado de Aquino da Silva et al., 2015.
Figura 3.1: Coleta de testemunho na região de Tutóia MA. Figura 3.2: Fluxograma das análises em laboratório.
Figura 3.3: A) Lavagem inicial das amostras. B) Ataque com H2O2. C) Lavagem pós H2O2. D) Pesagem inicial do filtro de papel. E) Pesagem final do filtro de papel.
Figura 3.4: Microscópio Eletrônico de Varredura Zeiss, modelo AURINGA. Figura 4.1: Fotografias de intervalos mais representativos do VC-10/16. Figura 4.2: Localização, Fotografia e microfotografias do VC-10/16. Figura 4.3: Perfil composto do 10/16.
Figura 4.4: Fotografias de intervalos mais representativos do VC-05/16. Figura 4.5: Localização, Fotografia e microfotografias do VC-05/16. Figura 4.6: Perfil composto do VC-05/16.
Figura 4.7: Fotografias dos intervalos mais representativos do VC-07/16. Figura 4.8: Localização, Fotografia e microfotografias do VC-07/16. Figura 4.9: Perfil composto do VC-07/16.
v Figura 4.11: Localização, Fotografia e microfotografias do VC-03/16.
Figura 4.12: Perfil composto do VC-03/16.
Figura 4.13: Fotografias dos intervalos mais representativos do TUT-05. Figura 4.14: Localização, Fotografia e microfotografia do TUT-05. Figura 4.15: Perfil composto do testemunho TUT-05
Figura 4.16: Fotografias dos intervalos mais representativos do TUT-07. Figura 4.17: Localização, Fotografia e microfotografia do TUT-07. Figura 4.18: Perfil composto do testemunho TUT-07.
Figura 4.19: Fotografias dos intervalos mais representativos do TUT-02. Figura 4.20: Localização, Fotografia e microfotografia do TUT-02. Figura 4.21: Perfil composto do testemunho TUT-02.
Figura 4.22: Fotografias dos intervalos mais representativos do TUT-08. Figura 4.23: Localização, Fotografia e microfotografia do TUT-08. Figura 4.24: Perfil composto do testemunho TUT-08.
Figura 4.25: Fotografias dos intervalos mais representativos do VC-09/16. Figura 4.26: Localização, Fotografia e microfotografia do VC-09/16. Figura 4.27: Perfil composto do testemunho VC-09/16.
Figura 4.28: Minerais marcadores. A) Piropo (grupo da granada), B) Cumingtonita (serie da Hornblenda, grupo dos anfibólios); C) Cordierita.
Figura 4.29: Minerais constantes A) quarto e B) ilmenita.
Figura 5: Perfil W-E da área de estudo contendo os principais testemunhos paralelos a linha de costa.
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LISTA DE SIGLAS
Ap - Apatita Bt - Biotita
CaCO3 – Carbonato de Calcio.
EP - Epidoto Grn - Granada Hbl - Hornblenda Ilm - Ilmenita Mag - Magnetita Mnz - Monazita Ms - Muscovita
M.O. - Matéria orgânica. Rut - Rutilo
Sil - Silimanita St - Estaurolita Tur - Turmalina Ttn - Titanita.
vii Sumario 1- Introdução...1 2- Geologia Regional...4 2.1 Aspectos Fisiográficos. ...4 2.2 Bacia do Parnaíba. ...6 2.3 Bacia de Barreirinhas...8 3. Materiais e métodos...12 3.1 Aquisição de Testemunhos...12 3.2 Atividades de Laboratório...12
3.2.1 Processamento dos Testemunhos...13
3.2.2 Processamento das amostras de sedimentos...13
3.2.3 Integração e análise dos dados...15
4. Resultados...16
4.1. Descrição dos testemunhos...16
4.1.1.VC-10/16...16 4.1.2. VC-05/16...18 4.1.3. VC-07/16...20 4.1.4. VC-03/16...22 4.1.5. TUT-05...24 4.1.6. TUT-07...26 4.1.7. TUT-02...28 4.1.8. TUT-08...30 4.1.9. VC-09/16...32
4.2. Miscroscopia eletronica de varredura-mev e espectroscopia de energia dispersiva eds....34
4.3. Datações...37
5. Discussões...38
5.1. Mineralogia...38
5.2. Estruturas sedimentares e Granulometria...41
5.3. Matéria orgânica e carbonato de cálcio...43
5.4. Raios gamma...43
5.5. Datações...43
6.Conclusões...45
Anexo 1: Lobe switching process on the Parnaíba delta (Brazilian Equatorial Margin): evidences from mineralogical analysis and age dating on sediment cores...47
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Resumo
O presente trabalho compreende resultados da descrição, análise e interpretação de testemunhos coletados em sedimentos recentes do delta do rio Parnaíba, localizado na divisa entre os estados do Piauí e Maranhão, na Bacia de Barreirinhas. Devido ao baixo número de habitantes e ao baixo nível desenvolvimento socioeconômico dessa região do Nordeste brasileiro, o delta do rio Parnaíba trata-se de um raro exemplo de sistema deposicional deltaico, que ainda apresenta grande parte de suas feições naturais com poucas intervenções humanas. Nesse contexto foram coletados 9 testemunhos rasos, utilizando o método de vibração, resultando na recuperação de 14,86 metros de sedimentos. Foram realizadas análises granulométricas, composicional, morfoscópica e mineralógica em um total de 295 amostras, visando realizar um estudo de proveniência sedimentar no delta e determinar se as mudanças de ambiente deposicional, identificadas nos sedimentos, estão relacionadas a processos de avulsão dos lobos deltaicos e se isso causou o isolamento da porção oeste do delta durante o Holoceno. Foi observado granodecrescência ascendente em testemunhos da região mais a oeste da área trabalho. O topo apresenta areias muito finas ou lama com altos teores de matéria orgânica e carbonato de cálcio (CaCO3). A seção intermediária apresenta areias muito finas a
médias, com rápida diminuição nos teores de matéria orgânica e CaCO3. Enquanto na base
ocorre areia fina, com baixos teores de matéria orgânica e CaCO3. A transição entre os
ambientes lamoso e arenoso ocorre de forma abrupta, porém concordante, entre as profundidades de 42 e 72 cm. A mineralogia na base dos testemunhos localizados na porção oeste do delta, próximo a Tutoia-MA, é muito similar à mineralogia observada no testemunho, localizado no canal principal do Parnaíba. Entretanto, variações significativas foram observadas no topo. Desta forma, este estudo de proveniência fornece evidências que corroboram a hipótese da existência de uma conexão relativamente recente entre o rio Parnaíba e a porção oeste da planície deltaica, indicada por informações históricas. Possivelmente, o canal principal corria através da porção oeste e os grandes canais de maré do delta, na realidade, seriam antigos canais distributários, que foram abandonados devido ao processo de avulsão dos lobos deltáicos.
Palavras-chaves: Análise Sedimentar; Avulsão de Lóbulos Deltaicos; Assembleia Mineralógica; Evolução Holocênica Deltaica; Delta do Parnaíba; Testemunho por Vibração.
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Abstract
The present work comprises the results of the description, analysis and interpretation of vibracores collected in recent sediments of the Parnaíba river delta, located on the border between the states of Piauí and Maranhão, Barreirinhas basin. Because of the low number of inhabitants and the low-level socioeconomic development of this region of Northeastern Brazil, the Parnaíba River delta is a rare example of a delta depositional system that still presents a large part of its natural features with few human interventions. In this context, 9 cores were collected using the vibration core method, resulting in a recover of 14,86 meters of sediments. Grain size, compositional, morphoscopic and mineralogical analysis were carried out in a total of 295 samples throughout all the cores in order to carry out a study of sedimentary provenance in the delta and identify if the changes in the depositional environment are related to a probable,
delta lobe swicthing process, responsible by the isolation of the western portion of the delta during the Holocene. Ascending granodecrescence was observed in the five western cores. At the top, they present very fine sands or mud with high contents of organic matter and calcium carbonate (CaCO3). In the intermediate section occurs a variation between very fine sand and medium sand with present a decrease in the contents of organic matter and CaCO3. While at the
base there is fine sand with low levels of organic matter and CaCO3. The transition between the
muddy and sandy environments occurs abruptly, but in agreement, between depths of 42 and 72 cm. The mineralogy at the base of the cores located in the western portion of the delta, close to the city of Tutóia is very similar to the mineralogy observed in the cores located in the main channel of the Parnaíba river. Thus, this provenance study provides evidence that supports the hypothesis of the existence of a relatively recent connection between the Parnaíba River and the western portion of the delta plain, indicated by historical information. Possibly, the main channel ran through the western portion and the great tidal channels of the delta, in reality, would be old distributional channels, which were abandoned due to the lobe switching process.
Key words: Sediments analyses; lobe switching; mineralogic assemblage; Holocene deltaic evolution; Parnaíba River Delta; Vibracores.
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1. Introdução
Os deltas constituem sistemas transicionais que se formam na foz de um rio em um corpo d’água, onde a descarga sedimentar trazida pelo rio supera a sua dispersão pelos agentes atuantes na bacia receptora (James and Dalrymple 2010). Apresentam uma porção subaérea, composta pela Planície Deltaica e uma porção subaquosa, composta por Frente Deltaica e Prodelta (Castro e Castro, 2008). A classificação de Galloway (1975) ainda é muito utilizada atualmente e se apresenta na forma de um diagrama triangular, tendo em seus vértices os domínios: ondas, marés e rios (Figura 1.1).
Inserido na Margem Equatorial Brasileira, o Delta do Rio Parnaíba está situado nos estados do Maranhão e do Piauí, na foz do segundo maior rio da região nordeste em termos de extensão, descarga e bacia hidrográfica (Aquino da Silva et al., 2015). Esse delta mantém feições naturais devido a pouca ação antrópica, propiciada pelo baixo número de habitantes e pouco desenvolvimento socioeconômico da região. Possuindo apenas pequenas cidades e vilas de pescadores, o delta do Parnaíba é um exemplo de sistema deposicional próximo ao estado de desenvolvimento natural, ideal para estudos de geologia marinha e evolução costeira de sistemas deltaicos.
Nesse sistema são depositados sedimentos erodidos das bacias do Parnaíba e de Barreirinhas. Com cerca de 100 km de largura esse delta é classificado como assimétrico, dominado por ondas, influenciado por marés (Szczygielski et al. 2015) e apresenta dois sistemas costeiros distintos separados pelo rio Parnaíba: a leste, entre o canal principal do rio Parnaíba e o rio Igaraçu, predomina um sistema de dunas móveis que recobre localmente depósitos de mangue, e paleo-campo de dunas; a oeste, próximo da cidade de Tutóia, predominam canais de maré e ilhas com depósitos de mangue.
Atualmente, o canal principal do rio Parnaíba conecta-se com a porção oeste do delta apenas por um estreito canal artificial. Observa-se migração lateral intensa do canal principal na direção leste e a sua foz também aponta para leste, em oposição à direção preferencial da corrente de deriva litorânea e das ondas que incidem nessa linha de costa. Próximo da foz, o curso do rio apresenta seções com duas direções preferenciais (NE e NW), conectadas por curvas abruptas que sugerem um controle tectônico no curso do rio (Figura 1.2).
Este trabalho utilizou 9 testemunhos coletados no delta pelo método de vibração
(vibracore). Nos sedimentos foram feitas as seguintes análises: quantificação dos teores de
carbonato (CaCO3), matéria orgânica (M.O.), diâmetro médio do sedimento (d50), estudos de
2 eletrônico de varredura (MEV), medição de radiação natural gamma, descrição mofoscópicas e datações pelo método radiocarbono (C14). Essas análises tiveram o objetivo de fornecer dados para compreender como ocorreu a evolução holocênica do ambiente. Assim, buscou-se verificar as hipóteses de que no passado o canal principal do rio Parnaíba já esteve naturalmente conectado com a porção oeste do delta. Se os grandes canais de maré dessa porção do delta já foram, no passado, canais fluviais ativos, diretamente conectados ao rio Parnaíba, que foram isolados devido a um processo de avulsão dos lobos deltaicos (“delta lobe swicthing”).
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2. Geologia Regional
2.1 Aspectos Fisiográficos
O rio Parnaíba nasce no sul do estado do Piauí. É formado principalmente pela confluência de três cursos d'água: o Água Quente, Curriola e o Lontra. Percorre cerca de 1450 km até sua desembocadura no oceano Atlântico. Ele é dividido em três partes: Alto Parnaíba, que se estende das suas nascentes até a Barragem de Boa Esperança; Médio Parnaíba, entre essa barragem e a foz do rio Poti, em Teresina; e Baixo Parnaíba, entre Teresina e sua foz no Oceano Atlântico. Essa região está inserida em um domínio climático de transição entre o semiárido nordestino e a Amazônia denominada de Meio-Norte do Brasil.
Os estados do Piauí e Maranhão estão na zona de transição entre o clima equatorial úmido da Amazônia e o clima semiárido do nordeste brasileiro (Andrade, Jr. et al., 2005). Na região do delta do Parnaíba, a sazonalidade anual do clima apresenta um período de chuvas e um período seco. O período úmido se inicia entre o fim de dezembro e o início de janeiro, com um aumento rápido das chuvas, e se encerra durante o mês de junho. Entre julho e novembro ocorre o período seco, no qual praticamente não ocorrem precipitações (Figura 2.2.1). A média anual de precipitação é de 1210 mm/ano (Aquino da Silva et al. 2015). As temperaturas médias mensais na região do delta variam entre 26,3ºC, nos meses de março, e abril e 27,6ºC, em dezembro. Enquanto que a umidade relativa do ar varia entre 69% no mês de setembro e 85% no mês de abril (Silva e Portela, 2006). Ambos os dados foram medidos na estação meteorológica de Parnaíba-PI.
5 Sendo o segundo maior rio do nordeste brasileiro, o rio Parnaíba possui descarga de água média de 841 m3/s. Na estação de medição, localizada na cidade de Terezina PI, a descarga média do rio é de 549 m3/s, com 103,5 mg/l de sedimento em suspensão. Mais abaixo no curso do rio, na estação localizada a na cidade de Luzilândia-PI, a descarga média é de 660 m3/s, com 117,2 mg/l de sedimento em suspensão (Figura 2.3.1). Esse aumento na descarga média demonstra que a evaporação é superada pelo aumento das precipitações pluviométricas, em direção à foz do rio (Aquino da Silva et al., 2015).
Figura 2.2: Concentração de sedimento sem suspensão nas estações de medição em Terezina e Luzilândia-PI. Modificado de Aquino da Silva et al., 2015.
A região da foz do Parnaíba está submetida a um regime mesomaré semidiurno, com amplitude de 3,06 m em marés de sizígia (Figura 2.3.2). Devido à direção nordeste dessa foz, ocorre uma corrente principal na mesma direção, com máximo de 0,52 m/s, durante a maré vazante. Somente durante a maré enchente ocorre outra corrente com velocidade de 0,22 m/s na direção sul-sudoeste (Figura 2.3.3). Nessa região as ondas têm direção nordeste durante a maior parte do ano, com alturas variando entre 0,5 e 1,5m. A influência das ondas é visível devido à presença de pontais arenosos no lado oeste da foz do rio e dos canais de maré. Essas morfologias estão presentes apenas na porção oeste do delta e se desenvolvem na mesma direção da corrente de deriva litorânea, que é de leste para oeste, ao longo da linha de costa.
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Figura 2.3: Amplitude de marés no delta do Parnaíba. Modificado de Aquino da Silva et al., 2015.
Figura 2.4: Direção e velocidade das correntes na foz do rio Parnaíba. Modificado de Aquino da Silva et al., 2015.
2.2 Bacia do Parnaíba
A Bacia do Parnaíba abrange os estados do Maranhão, Piauí, Ceará, Tocantins e Pará. Atinge 3500 metros de espessura em seu depocentro e foi descrita detalhadamente por Vaz et al., (2007). Suas maiores feições estruturais são os Lineamentos Picos-Santa Inês, Marajó-Parnaíba, a Zona de Falha Transbrasiliana e o Arco Ferrer-Urbano Santos. Esse arco define o limite norte da Bacia do Parnaíba, onde o rifteamento Atlântico interrompeu a conexão então existente dessa sinéclise com bacias análogas, que estão assentadas no continente africano. Também se tem estruturas resultantes de intrusões de corpos ígneos durante o período Mesozoico, como blocos falhados de pequenos rejeitos nas camadas sedimentares. Apresenta 5 sequências deposicionais: Sequência Siluriana, Mesodevoniana-Eocarbonífera, Neocarbonífera-Eostriássica, Jurássica e Cretácea. Seu embasamento é composto pela
7 Formação Riachão, descrita em amostras de poços e pelo Grupo Jaibaras aflorante, no leste-nordeste, da bacia de idade estimada cambro-ordoviciana (Vaz et al., 2007). Devido ao fato dessa bacia ser a fonte de parte dos sedimentos depositados no delta do Parnaíba, é necessário detalhar as litologias que afloram ao longo da rede de drenagem do rio Parnaíba.
• Formação Ipu: Inserida na Sequência Siluriana, é composta por arenitos e arenitos conglomeráticos com estratificação cruzada acanalada e clastos mal selecionados. Seu ambiente deposicional é de leque glacial (Caputo & Lima, 1984).
• Formação Tianguá: Também pertencendo a Sequência Siluriana, é composta de folhelhos bioturbados, sideríticos e carbonáticos, e de arenitos finos a médios, apresentando estratificação espinha de peixe e intercalações de siltitos e folhelhos bioturbados e micáceos (Caputo & Lima, 1984).
• Formação Jaicós: Representa a regressão da Sequência Siluriana e suas fácies indicam deposição por sistemas fluviais, deltaicos e plataformais, em ambientes continental, transicional e marinho raso (Góes e Feijó, 1994). É constituída de arenitos grossos, contendo seixos mal selecionados, maciços ou com estratificação cruzada ou lenticular (Caputo, 1984), depositados em sistemas fluviais entrelaçados (Góes e Feijó, 1994).
• Formação Piauí: Pertence à Sequência Neocarbonífera-Eostriássica da bacia; é composta em sua porção inferior por arenitos médios, maciços ou com estratificação cruzada de grande porte e intercalações de folhelho. E em sua porção superior, por arenitos finos a médios com intercalações de folhelhos e calcários. Também ocorrem siltitos e lentes conglomeráticas (Caputo, 1984). Seu ambiente deposicional é fluvial com contribuição eólica e breves incursões marinhas, de clima semiárido a desértico.
• Formação Pedra de Fogo: Também pertencendo à Sequência Neocarbonífera-Eostriássica esta formação é composta por calcários oolíticos, pisolíticos e estromatólitos, intercalado com arenitos finos a médios, folhelhos, siltitos, anidrita e, dolomitos. Seu ambiente deposicional vai de marinho raso a costeiro com planícies de sabka, sob influência de tempestades.
• Formação Corda: Pertencendo à Sequência Cretácea da bacia, esta formação possui arenitos finos e médios, de selecionamento regular a bom, semifriáveis a semicoesos, ricos em óxidos de ferro e zeólitas. Seu ambiente de deposição é desértico.
• Formação Longa: folhelhos homogêneos ou bem laminados, bioturbados de ambiente deposicional, de plataforma dominada por tempestade.
8 • Formação Poti: Composta por arenitos médios, com lâminas de siltitos e folhelhos com eventuais níveis de carvão. Seus ambientes de deposicionais são de delta e planícies de maré, sob influência de tempestade.
2.3 Bacia de Barreirinhas
Durante a ruptura do supercontinente Gondwana, no Mesozoico (Pletsch et al., 2001) iniciou-se a evolução geológica do Atlântico Equatorial. Composta por três diferentes eventos distensionais que formaram uma série de bacias sedimentares marginais, onshore e offshore (Viana et al., 2008), separando os atuais continentes africano e sul-americano e criando em ambos os continentes, uma margem continental passiva. Nesse contexto, iniciou-se a formação de todos os ambientes sedimentares plataformais da costa brasileira.
Inserida na Margem Equatorial Brasileira, a Bacia de Barreirinhas apresenta cerca de 46000 km2, dos quais apenas 8500 km2 são emersos. É limitada ao sul pelo Arco Ferrer-Urbano Santos, a oeste pela plataforma de Ilha de Santana, à leste pelo Alto de Tutóia e a norte pela cota batimétrica de 3000 m (Zalan 2004). É uma bacia transtensional rômbica, controlada pela movimentação dextral da Zona de Fratura Oceânica (ZFO) Romanche, que atravessa a bacia de leste a oeste. A linha de costa dessa região do Nordeste brasileiro é considerada como a projeção em crosta continental dessa ZFO (Azevedo, 1991).
Seu embasamento é constituído por três importantes elementos: a parte arqueana do Cráton de São Luís, a Faixa Gurupi e a Província Borborema. No contato entre a parte arqueana do Cráton de São Luís e a Faixa Gurupi, situa-se a ZFO Romanche (Junior et al. 2007). A litoestratigrafia da bacia foi descrita por (Feijó, 1994) em três grupos: Canárias, Caju e Humberto Campos. Porém a bacia foi novamente descrita adotando os conceitos mais atuais da estratigrafia de sequências em três supersequências: Intracratônica, Rifte e Dritfe (Junior et al. 2007).
A Supersequência Intracratônica é composta por arenitos e folhelhos de idade devoniana, indicada por dados de poços na porção terrestre da bacia. Aparece na parte inferior das seções sísmicas como um conjunto de refletores plano-paralelos, cortando a bacia. Litoestratigraficamente, essa supersequência corresponde ao Grupo Canindé, constituído, da base para o topo, pelas formações Itaim, Pimenteiras e Cabeças.
A Supersequência Rifte é subdividida em três sequências: K40, K50 e K60 e a Supersequência Dritfe em outras 12 sequências: K70, K82, K84-86, K88-90, K100-120, K130-E20, E30-E50, E60-E70, E80-N10, N20-N30, N40-N50 e N60.
9 • Sequência K40: Formada pelos arenitos e folhelhos de idade aptiana, da porção
marítima da bacia que ainda não possui denominação litoestratigráfica formal devido a pouca quantidade de descrições e datações realizadas.
• Sequência K50: Composta pelos calcilutitos e folhelhos lagunares da Formação Codó,
identificada em seções sísmicas, na porção marítima da bacia e considerada como um depósito do tipo sag pré-rifte.
• Sequência K60: Caraterizada por sedimentos siliciclásticos continentais da parte sul,
carbonatos, folhelhos e arenitos marinhos nas porções centrais e distais da bacia. Essa sequência corresponde ao grupo Canárias, depositado em sistema de leque deltaico de ambiente marinho composto pelos: Folhelhos da Formação Arpoador, arenitos da Formação Bom Gosto, folhelhos da Formação Tutóia e os arenitos da Formação Barro Duro. E ao Grupo Caju, depositados em ambiente nerítico de alta e baixa energia, englobando os calcarenitos bioclásticos da Formação Bomfim, calcilutitos da Formação Preguiças e os folhelhos e calcarenitos da Formação Periá.
• Sequência K70: Marca o início da fase drifte da bacia, entre aproximadamente 102 e
99,5 Ma. Apresenta deposição de uma plataforma mista, formada por calcarenitos bioclásticos e oncolíticos da Formação Bomfim, calcilutitos, margas e folhelhos da Formação Preguiças e os clásticos, depositados em ambiente marinho raso da Formação Periá.
• Sequência K82: Caracterizada pelos calcarenitos bioclásticos e oncolítos da Formação
Bomfim do Grupo Caju, localizados na porção emersa da bacia. Esta sequência durou aproximadamente 3,5 Ma e sua deposição, assim como na sequência K70, foi controlada pelos altos estruturais da fase ritfe.
• Sequência K84-86: Possui seu topo marcado por discordância ocorrida por volta de
91,5 Ma que também gerou um hiato deposicional, correlacionado com uma importante queda global do nível dos mares, registrada na curva de eustasia global. Nesta sequência a plataforma carbonática da Formação Bomfim é afogada e ocorre a instalação de uma plataforma siliciclástica e se inicia um período de subsidência termal da bacia.
• Sequência K88-90: Caracterizada pelo desenvolvimento do ambiente de leque deltaico
10 intermediária do Campaniano (~79,5 Ma), que marca a mudança do comportamento estratigráfico retrogradacional transgressivo para progradacional regressivo.
• Sequência K100-120: Ocorre apenas nas porções mais distais da bacia de Barreirinhas
por apresentar um hiato deposicional, relacionado com o tectonismo do Maastrichtiano. Seu topo é marcado por uma discordância a 70 Ma e tem duração aproximada de 9,5 Ma.
• Sequência K130-E20: Ocorrendo entre o final do Cretáceo Superior (~70 Ma) e o
Paleoceno Superior (~58,5 Ma), esta sequência é diretamente relacionada ao evento de tectônica gravitacional responsável pela formação de altos e baixos estruturais, no assoalho marinho, dando origem aos ambientes de deposição desta sequência.
• Sequência E30-E50: Desenvolve entre as discordâncias do Paleoceno (~58 Ma) e a do
Eoceno Médio (~41,5 Ma), esta sequência é composta pelos arenitos deltaicos da Formação Areinhas e os carbonatos da Formação Ilha de Santana, que formam uma plataforma mista.
• Sequência E60-E70: Ocorreu entre as discordâncias do Eoceno Médio (~41,5 Ma) e a
do Oligoceno Inferior (~28,5 Ma). Assim como na sequência E30-E50, ela apresenta plataforma mista em ambiente marinho regressivo, porém, sua discordância de topo marca o início de um período marinho transgressivo presente na Margem Equatorial. • Sequência E80-N10: Caracterizada pela deposição da Formação Pirabas, durante um
evento transgressivo que afetou a Margem Equatorial associado ao mar de Pirabas. Esta sequência recobriu as rochas do Grupo Humberto de Campos. Sendo limitada, em sua base, pela discordância do Oligoceno Inferior (~28,5 Ma) e ao topo pela discordância do Mioceno Inferior (~16,5 Ma).
• Sequência N20-N30: Foi depositada durante um evento de afogamento ocorrido no
Mioceno Médio que gerou o avanço da plataforma carbonática da Formação Pirabas. Seu topo é claramente marcado pela discordância do Mioceno Superior (~11,6Ma). • Sequência N40-N50: Caracterizada pelo rápido avanço da plataforma carbonática da
11 • Sequência N60: Trata-se do topo da bacia de Barreirinhas e é composta pelos
sedimentos inconsolidados arenosos e argilosos, depositados ao longo da costa atual pelo extravasamento da rede de drenagem. A porção offshore representa os argilitos e sedimentos finos também inconsolidados do leito oceânico.
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3. Materiais e Métodos
3.1 Aquisição de Testemunhos
Sedimentos holocênicos do delta do rio Parnaíba, na região entre Tutóia (MA) e Parnaíba (PI), foram adquiridos através do método de vibração, ou vibra-core, utilizando tubos de alumínio com 75 mm de espessura e 3 m de comprimento.
O método consiste no uso de um motor à gasolina que produz uma rotação transferida para um mangote de imersão com eixo descentrado, gerando uma vibração transmitida ao tubo de alumínio. A vibração faz com que o tubo penetre no sedimento até encontrar uma camada mais resistente, ou até o comprimento total do tubo (máximo de 3 m). Após a inserção do tubo, são feitas medidas entre a superfície do terreno e a borda do tubo, dentro e fora do mesmo. Dessa forma, é possível identificar, caso ocorra, a compactação do material e quantificá-la precisamente antes da extremidade superior do tubo ser selada com uma tampa plástica.
Para remover o testemunho, é usado um tripé de aço e uma talha (Figura 3.1.1). Com o testemunho adequadamente selado no topo, durante sua retirada é gerado um vácuo na parte de baixo, que impede o material de descer. Porém, é necessário conter a extremidade basal assim que ela atinge a superfície, para evitar a perda do material, e em seguida selar a base do tubo da mesma forma que foi selado o topo, para que o material fique devidamente aprisionado e preserve suas estruturas e características naturais.
Figura 3.1: Coleta de testemunho na região de Tutóia-MA.
3.2 Atividades de Laboratório
A sequência de trabalho envolveu tanto análises diretamente no testemunho, quanto análises de amostras, em locais selecionados do testemunho, os quais foram integrados ao término das atividades laboratoriais.
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Figura 3.2: Fluxograma das análises em laboratório.
3.2.1 Processamento dos Testemunhos
Para este estudo foram utilizados 9 testemunhos: TUT-02, TUT-05, TUT-07, TUT-08, VC-03/16, VC-05/16, VC-07/16, VC-09/16 e VC-10/16, totalizando 14,86 metros. No GGEMMA os testemunhos foram abertos e separados em duas metades, uma para amostragem e outra para arquivo, onde foi realizada a descrição visual de estruturas sedimentares, datação pelo método radiocarbono e medição de emissão de raios Gama (γ). Com exceção da medição de raios γ, que foi realizada com Core Lab, modelo Spectral Core Gama System, no laboratório de sedimentologia da Petrobras e das datações radiocarbono, que foram realizadas na Universidade de Kiel, Alemanha, as demais foram todas realizadas em laboratórios da UFRN. Na descrição visual foram identificadas e medidas as profundidades de estruturas sedimentares como estratificações, marcas de raízes, presença de conchas, e variações de granulometria e tonalidade do sedimento.
3.2.2 Processamento das amostras de sedimentos
Foram realizadas análises granulométricas, composicionais, morfoscópicas e mineralógicas em 295 amostras. As análises iniciaram no laboratório de sedimentologia do
14 Museu Câmara Cascudo (UFRN) com a lavagem das amostras para retirada do sal marinho. No processo de lavagem, foram utilizados béqueres com água que foi substituída a cada 12 horas, totalizando 3 ciclos de lavagem (Figura 3.2.2.1). Posteriormente, as amostras foram secas em estufa a 60ºC, para evitar a perda de água dos argilominerais, e foram pesadas para determinar o peso inicial.
Em seguida, foram separados 5g por amostra para a determinação dos teores de M.O., através do método da perda por ignição ou “lost on ignition” em mufla, a 600ºC, por um período de 5 horas. Ao sair da mufla, essas alíquotas esfriaram por 3 horas no resfriador e foram pesadas.
Para quantificar os teores de CaCO3,foram separadas outras 5g de cada amostra para
ataque químico com ácido clorídrico (HCl), durante 24 horas (Figura 3.2 B). Após o ataque, as amostras foram lavadas novamente, dessa vez sendo colocadas em filtros de papel previamente pesados e dispostos em funis (Figura 3.2 C). Cada amostra foi lavada com 3 litros de água, para retirada dos resíduos resultantes da reação. Ao fim da segunda lavagem, as amostras foram retiradas dos filtros de papel, colocadas novamente para secar em estufa a 60ºC e depois pesadas para determinar o peso sem matéria orgânica. Os filtros de papel secaram naturalmente sobre a bancada e foram pesados novamente para determinar o material que ficou retido nos mesmos (Figura 3.2.1 D/ 3.2.1 E).
Figura 3.3: A) Lavagem inicial das amostras. B) Ataque com H2O2. C) Lavagem pós H2O2. D) Pesagem inicial do filtro de papel. E) Pesagem final do filtro de papel.
Na etapa de análise granulométrica, foi feito inicialmente o peneiramento úmido com peneira de 0,063mm, para separar e quantificar as frações arenosa e lamosa. Na fração arenosa, foi feito o peneiramento convencional, utilizando um conjunto de peneiras com aberturas, seguindo a escala phi. O D50 das amostras foi calculado, utilizando o programa Gradstat.
15 Foi feita a análise morfoscópica e mineralógica da fração arenosa para todas as amostras de sedimentos, utilizando as facilidades do GGEMMA e com o auxílio de uma lupa binocular, de modelo Zeiss Discovery-V8 para descrever a esfericidade, o arredondamento, o selecionamento e os minerais pesados presentes no sedimento.
Por fim, foram realizadas análises com o microscópio eletrônico de varredura (MEV) da marca Zeis, modelo AURINGA, acoplado a um espectrômetro de raios x, por dispersão em energia (EDS), usado para a caracterização química das amostras no laboratório de Análises de Materiais da UFRN (Figura 3.2.2.1). A escolha dos minerais foi feita após a análise de todos, e de acordo com sua presença no testemunho coletado nas margens do atual canal principal do rio Parnaíba.
Figura 3.4: Microscópio Eletrônico de Varredura Zeiss, modelo AURINGA.
Para as análises no MEV foram coletados grãos de cada mineral, presente na amostra de 140 cm de profundidade, dos 4 testemunhos com posição geográfica mais representativa: VC-07/16 (canal principal do Parnaíba); VC-07/16 (região onde provavelmente existiu a conexão do rio com a porção oeste); TUT-07 (extremo oeste do delta); VC-10/16 (centro do delta).
3.2.3 Integração e análise dos dados
Com os resultados das diferentes análises, foram montados perfis compostos para os testemunhos, contendo as respectivas fotografias, curvas de granulometria, teores de M.O., CaCO3, emissão de raios γ e mineralogia. Além de indicar esfericidade, arredondamento,
selecionamento. Todos os dados foram integrados para comparação entre esses perfis, e posterior interpretação no conjunto como um todo.
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4. Resultados
4.1. Descrição dos testemunhos 4.1.1. VC-10/16
O testemunho VC-10/16 atingiu 195 cm de profundidade (Figura 4.1); foi coletado no extremo oriental da Ilha do Caju, onde existe um vasto depósito de mangue (Figura 4.2). Na base deste testemunho, foi coletado e datado um fragmento de raiz que forneceu uma idade calibrada de 4057 AP.
Entre o topo do testemunho e 40 cm de profundidade ocorre uma camada de silte grosso, com D50 entre 38,0 e 62,0 µm, com grãos subangulosos a subarredondados e média a alta
esfericidade, contendo ilmenita e apatita. Esse intervalo apresenta teores elevados de M.O. e CaCO3 (15,8 e 17,7% respectivamente), bem como uma alta contagem da emissão de raios γ,
atingindo 8,84 API.
No intervalo entre 40 e 52 cm, foi observado um aumento gradual na granulometria com a presença de sedimentos siltosos, porém as areias finas de D50, próximos a 250,0 µm
predominam. Os grãos vão de subangulosos a subarredondados, com esfericidade média e mineralogia compostas por ilmenita, apatita, hornblenda, magnetita e sillimanita. Os teores de M.O. e CaCO3 crescem gradualmente, até atingirem 4,9 e 11,0% respectivamente, enquanto os
valores de radiação γ permanecem baixos, em torno de 0,30 API.
Entre 52 e 150 cm ocorre uma camada de areia média, com D50 entre 307,0 e 327,0 µm,
de grãos subangulosos a subarredondados com esfericidade média. Os minerais pesados observados nesse intervalo foram a cordierita, ilmenita, apatita, granada, magnetita, muscovita, silimanita e hornblenda. Essa camada apresentou os menores teores, tanto de M.O. e CaCO3,
para esse testemunho, 0,23 e 0,33% respectivamente. As emissões de raios γ nessa camada também foram muito baixas, oscilando entre 0,43 e 0,29 API.
No intervalo entre 159 e 150 cm de profundidade ocorrem areias muito finas, com d50 variando entre 162,0 e 142,0 µm, onde os grãos são angulosos a subarredondados, com baixa à média esfericidade, e contém ilmenitas e magnetita. Os teores de M.O. e CaCO3 diminuem
abruptamente, para 24,1 e 9,45%, respectivamente. Entretanto, as emissões de radiação γ se mantêm abaixo de 0,43API.
Entre 159 cm e a base ocorre outra camada de areia média (D50 entre 250,0 e 312,0 µm),
de grãos subarredondados a angulosos, e de esfericidade média a baixa, contendo ilmenita, apatita, epídoto, magnetita, muscovita, sillimanita e turmalina. Esse pacote apresentou teores muito baixos de M.O. (entre 0,9 e 2,2%) e CaCO3 (entre 1,3 e 2,9%). Pela ausência de material
17 fino, a emissão de raios γ, registrada para esse pacote, permaneceu abaixo de 3,90 API (Figura 4.3).
Figura 4.1: Fotografias dos intervalos mais representativos do VC-10/16.
18
Figura 4.3: Perfil composto do testemunho VC-10/16.
4.1.2. VC-05/16
Este testemunho alcançou uma recuperação de 160 cm (Figura 4.4) e, em termos de granulometria, é o mais uniforme dentre os apresentados neste trabalho, sendo composto apenas por areias finas (D50 entre 150 e 200 µm). Foi coletado na margem de um estreito canal de maré,
paralelo à linha de costa, que separa o sistema de páleo-dunas/ilha, barreira dos depósitos de mangue da Ilha das Canárias (Figura 4.5). Apresentam intercalações entre sedimentos mais claros, compostos basicamente por quartzo, e mais escuros ricos em ilmenitas, que formam estratificações plano paralelas entre 75 e 90 cm, e estratificações cruzadas de baixo ângulo, entre 100 e 115 cm. Esse testemunho foi datado em sua amostra basal e apontando 1220 ± 18 AP.
Do topo à profundidade de 60 cm, os grãos apresentam média esfericidade, são subarrendados, bem selecionados e a mineralogia contempla monazita, ilmenita, epídoto, magnetita, estaurolita, hornblenda, granada e cordierita. Os teores de CaCO3 variam entre 5,2
e 10,5%, enquanto os teores de M.O. variam entre 11,6 e 20,2%. Os teores de minerais pesados permanecem abaixo de 10,0% (Figura 4.6). Entre 60 cm, a base os grãos passam a ser subangulosos, com baixa esfericidade e muito bem selecionados e a estaurolita deixa de ocorrer.
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Figura 4.4: Fotografias dos intervalos mais representativos do VC-05/16.
Figura 4.5: Localização, Fotografia e microfotografia do VC-05/16.
20 4.1.3. VC-07/16
O testemunho VC-07/16 atingiu 170 cm de profundidade (Figura 4.7) e foi coletado na margem leste do canal principal do rio Parnaíba, próximo de sua foz (Figura 4.8). Sua amostragem foi feita em intervalos regulares de 4 cm, totalizando 44 amostras que apresentam uma alternância entre lama e areia muito fina. Sua base foi datada em 427 ± 14 AP.
Entre o topo e 28 cm de profundidade, existe uma intercalação de areia muito fina (d50 entre 70 e 80 µm) e silte (d50 entre 50 e 40 µm), com tendência ao afinamento para o topo, grãos subangulosos e com alta esfericidade. Os teores de M.O. variam entre 4,7% e 1,6% e os teores de carbonato entre 1 e 4%. Os minerais pesados variam entre 3% e 6%, contendo ilmenita, granada, muscovita, epídoto, hornblenda, monazita, cordierita e apatita. A contagem de raios γ cresce de 1,92 para 12,9 API.
Entre as profundidades de 28 e 68 cm ocorrem areias muito finas com d50, entre 70 e 120 µm com grãos de formatos subangulosos a subarredondados, de baixa esfericidade. Os teores de M.O são baixos, variam entre 3,1 e 0,2%. Assim como os teores de carbonato, que variam entre 0,1 e 1,1%, o teor de minerais pesados nesse intervalo é relativamente baixo, inicialmente (entre 28 e 40 cm) variando entre 3% e 7%, e posteriormente (entre 40 e 68 cm) passam a variar entre 7% e 10%. Os minerais presentes são cordierita, turmalina, apatita, hornblenda, granada, epídoto, magnetita, muscovita, ilmenita e monazita. A contagem de raios γ aumenta de 1,92 API em 28 cm para 33 API em 68 cm de profundidade, em resposta ao aumento na granulometria (Figura 4.9).
Entre 68 e 108 cm de profundidade a granulometria do sedimento diminui para a fração silte, com D50, variando entre 50,0 e 60,0 µm, os grãos vão dos formatos subangulosos a angulosos, com esfericidade média a alta. Nesse intervalo os teores de M.O. e CaCO3 sobem
rapidamente de 0,3% para 8,0% e de 0,9 para 4,2%, respectivamente. Os teores de minerais pesados iniciam em 7% e diminuem para 1%. A mineralogia encontrada nesse intervalo é composta por ilmenita, apatita, muscovita, monazita, granada, cordierita, hornblenda e turmalina. A contagem de raios γ apresenta um rebaixamento e de 33,2 para 23,1 API.
No intervalo entre 108 e 136 cm de profundidade, esse testemunho apresenta areia muito fina, com d50 entre 80 e 100 µm, grãos subangulosos, bem selecionados e com esfericidade média. Os teores de M.O. presentes variam entre 5% e 7%, e os teores de CaCO3 entre 4,2 % e
1,3%. Os teores de minerais pesados permanecem abaixo de 2% e os minerais presentes são ilmenitas, granada, epídoto, turmalina, muscovita pirita e hornblenda. A contagem de raios γ nesse intervalo é relativamente constante, variando apenas entre 20,7 e 18,0.
21 Entre a profundidade de 136 cm e a sua base em 170 cm ocorrem sedimentos siltosos com D50 variando entre 25,0 e 60,0 µm, grãos moderadamente selecionados, subangulosos e
com esfericidade de alta a média. Nesse mesmo intervalo, os teores de M.O. variam entre 12,2% e 6,7% e os teores de CaCO3 variam entre 5,8% e 2,6%. Enquanto o teor de minerais pesados
oscila entre 2% e 7% e os minerais presentes são ilmenitas, epídoto, monazita, pirita, hornblenda, muscovita, granada, turmalina e cordierita (Figura 4.1.3.2). A contagem de raios γ varia entre 45,4 e 19,3 API (figura 4.1.3.3), sendo os mais elevados desse testemunho, devido à predominância de material fino.
Figura 4.7: Fotografias dos intervalos mais representativos do VC-07/16.
22
Figura 4.9: Perfil composto do testemunho VC-07/16.
4.1.4. VC-03/16
Esse testemunho atingiu a profundidade de 200 cm (Figura 4.10), foi coletado no extremo oeste da Ilha das Canárias, na margem oposta do mesmo canal de maré do testemunho VC-10/16 (Figura 4.11), onde se observam depósitos de mangue recobrindo localmente campos de dunas. Entre o topo e 55 cm de profundidade existe uma camada predominantemente arenosa, composta por areias muito finas e médias (D50 entre 0,115 e 0,375 µm), com porções
siltosas (D50 em torno de 0,060 µm). A alternância desses estratos possui geometria plano
paralelas (Figura 4.12). Os grãos vão de formatos angulosos a subarredondados de esfericidade média a baixa, contendo ilmenita, biotita, epídoto, magnetita, monazita e muscovita. Os teores de M.O. variam entre 12,7 e 6,2%, enquanto CaCO3 oscila entre 3,9 e 8,6%. As emissões γ
foram entre 0,32 e 11,17API.
Na porção intermediária do VC-03/16, entre 55 e 140 cm, existe outra alternância de camadas de areias finas e médias, com geometria plano paralela, e D50 variando entre 0,154 e
0,385 µm. Os grãos possuem esfericidade média, são angulosos a subarredondados e a mineralogia é composta por granada, ilmenita, epídoto, estaurolita, magnetita e muscovita. Esse intervalo apresentou teores de M.O. entre 6,9 e 1,0% e teores de CaCO3, oscilando entre 3,8 e
11,8%. Devido à grande variação do D50 do sedimento, as emissões de raios γ também
apresentaram variações significativas, de 0,32 a 8,38API.
No intervalo entre 140 e 173 cm existe uma intercalação entre silte e areias que vão de finas até médias, as quais apresentam um D50 máximo de 0,262 µm. Os grãos são subangulosos
23 a arredondados, com média até baixa esfericidade e apresentam ilmenita, epídoto, estaurolita, monazita e muscovita. Os teores de M.O. são relativamente estáveis, entre 5,1 e 6,9%, enquanto os teores de CaCO3 apresentam variação entre 8,8 e 19,5%. As emissões de radiação γ variam
pouco entre 7,94 e 8,38API.
Entre 173 cm e a base em 200 cm predominam sedimentos arenosos, com D50 médio em
torno de 255 µm, com grãos de média a baixa esfericidade, subangulosos a subarredondados, contendo hornblenda, ilmenita, biotita, muscovita e magnetita. Os teores de M.O. ficam entre 3,6 e 17,7%, enquanto os teores de CaCO3 variam entre 5,1 e 22,0%. As emissões de radiação
γ oscilam entre 19,57 e 7,69 API (Figura 4.1.4.3). Nesse intervalo foi realizada uma datação de fragmentos de raízes pelo método radiocarbono, que resultou em idade calibrada mais jovem que 1950.
24
Figura 4.11: Localização, Fotografia e microfotografia do VC-03/16.
Figura 4.12: Perfil composto do testemunho VC-03/16
4.1.5. TUT-05
Este testemunho possui 144 cm de comprimento (Figura 4.13), sendo posicionado mais a oeste da área de estudo (Figura 4.14). Foi coletado na margem erosional de um dos meandros do Rio Barro Duro, que por sua vez desemboca no canal de maré de Tutóia. Entre o topo e a profundidade de 40 cm a granulometria predominante é silte (d50 entre 28,60 e 57,67 µm), com grãos angulosos, baixa esfericidade, moderadamente selecionados e apresentando entre 6,0 e 10,0% de minerais pesados. Os teores de carbonato são elevados (6,5%) e os teores de M.O.
25 são muito elevados (entre 21,6 e 31,2%). Nesse intervalo foi observada uma grande quantidade de fibras, de raízes em decomposição, amplamente disseminadas na amostra (Figura 4.14).
Entre 40 e 52 cm foi observado um aumento gradual na granulometria do testemunho. Passando de areia fina para areia muito fina em 52 cm (d50 entre 67,6 e 132,5 µm), com grãos angulosos, baixa esfericidade, muito bem selecionada e aproximadamente 5% de mineralogia contendo muscovita, monazita, epídoto, ilmenita, turmalina e magnetita (Figura 4.15). Nessa fina camada os teores de CaCO3 ainda são relativamente elevados (entre 3,4 e 4,1%), assim
como os teores de M.O. (entre 9,1 e 12,5%).
Entre a profundidade de 52 cm e a base do testemunho (144 cm) predominam areias finas (d50 entre 125,3 e 143,5 µm), de grãos subangulosos a angulosos, com esfericidade média e selecionamento variando de alto a médio. Nesse intervalo, os teores de minerais pesados, CaCO3, e M.O. registrados, foram de 5%, 1,6-4,8% e 3,2-8,5%, respectivamente, com exceção
do intervalo entre 64 e 78 cm, que devido à presença de uma raiz vegetal (Figura 4.14), seus teores de M.O. foram superiores (18,8 e 20,4%). A compilação desses dados foi feita em forma de perfil composto (Figura 4.15).
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Figura 4.14: Localização, Fotografia e microfotografias do TUT-05.
Figura 4.15: Perfil composto do TUT-05.
4.1.6. TUT-07
O TUT-07 atingiu a profundidade de 194 cm (Figura 4.16) e foi coletado na extremidade norte da ilha de Caroatá, localizada no canal de maré de Tutóia (Figura 4.17). Entre o topo e 88 cm, o testemunho apresenta areias finas e muito finas com média à alta esfericidade, angulares a subangulares e moderadamente bem selecionados. Os teores de CaCO3 variam entre 4,0 e
7,2%, enquanto a M.O. varia entre 3,4 e 18,1%, devido à presença de um fragmento de raiz. Na superfície, a mineralogia é composta de turmalina, epídoto, ilmenita e monazita. Aos 13 cm de
27 profundidade, surgem hornblendas e aos 46 cm surgem muscovitas. Os teores de minerais pesados variam entre 5,0 e 7,0% (figura 4.18).
No intervalo de 88 a 118 cm o sedimento é composto por areias finas e muito finas com d50 entre 65,8 e 149,9 µm, subangulares, mal selecionadas e com baixa esfericidade, onde passam a ocorrer granadas. Os teores elevados de CaCO3 para esse testemunho, entre 5,4 e
6,2%, e baixos teores de M.O., entre 1,2 e 2,7%. Logo abaixo, entre 118 e 126 cm de profundidade, a granulometria do material muda de forma abrupta para areia média (d50 de 286,6 µm), com grãos subangulares, mal selecionados e com baixa esfericidade, que se destaca devido à presença de grãos com mais de 4,0 mm, com esfericidade baixa. Apresentando teores de M.O., CaCO3 e minerais pesados de 2,4%, 5,1% e 12%, respectivamente, e contendo
mineralogia semelhante a da base, porém, sem a presença de epídoto e granada.
Na base, o intervalo basal do testemunho (126 - 194 cm) contém areias finas, com D50
de 133,2 µm, as quais apresentam de média a baixa esfericidade, grãos angulares e moderadamente selecionados. Nesse intervalo, os teores de M.O., CaCO3 e minerais pesados
são de 3,0%, 4,6% e 10,0%, respectivamente. A assembleia mineralógica é composta por epídoto, ilmenita, turmalina, monazita, muscovita, hornblenda e granada. A compilação desses dados foi feita em forma de perfil composto (Figura 4.18).
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Figura 4.17: Localização, Fotografia e Microfotografias do TUT-07.
Figura 4.18: Perfil composto do TUT-07.
4.1.7. TUT-02.
O TUT-02 atingiu a profundidade de 184 cm (Figura 4.19), coletado em um estreito canal de maré, próximo à cidade de Tutóia, que adentra a Ilha Grande do Paulino (Figura 4.20). Entre o topo do testemunho e 72 cm ocorrem sedimentos predominantemente siltosos, com D50
variando entre 28,53 e 80,92 µm, grãos subangulares, média esfericidade, selecionamento moderado e apresenta cerca de 6,0% de minerais pesados. Contendo monazita, estaurolita, ilmenita, magnetita, epídoto, hornblenda e cordierita, os teores de M.O. nessa camada variam entre 9,9 e 6,7%, enquanto os teores de CaCO3 entre 4,4 e 1,2% (Figura 4.21).
29 Em 72 cm, existe uma mudança abrupta no material, que passa a ser arenoso (D50 de
80,15 µm), com grãos subangulares de alta esfericidade. Os teores de M.O. e CaCO3 diminuem
repentinamente para 7,5 e 3,0%, respectivamente, enquanto os minerais pesados ficam em 10,0% e passam a ocorrer granadas e biotitas. No intervalo abaixo, entre 72 e 140 cm ocorrem sedimentos da fração areia média com D50 de 270 µm, bem selecionados, subangulares a
subarredondados e com alta esfericidade. Nesse intervalo os teores de M.O. e CaCO3
permanecem abaixo de 0,4%, e o teor de minerais pesados atinge 12% contendo cordierita, monazita, epídoto, hornblenda, turmalina, ilmenita, granada, sillimanita, magnetita e biotita.
Entre a profundidade de 140 cm, 184 cm (base) e a granulometria, se mantém na fração areia fina, com diâmetro médio entre 135,8 e 149,5 µm. Os grãos compreendem os formatos subangulares a subarredondados, com baixa esfericidade, moderadamente selecionados. Nesse intervalo, ocorre um aumento gradual dos teores de M.O. e CaCO3, atingindo 7,4 e 4,9%
respectivamente, seguida de uma queda abrupta, somente no teor de CaCO3, passando para
0,3%. A assembleia mineralógica nesse intervalo é composta de magnetita, monazita, ilmenita, epídoto, turmalina, estaurolita, titanita, granada e hornblenda, totalizando entre 8,0 e 12,0% do sedimento.
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Figura 4.20: Localização, Fotografia e Microfotografias do TUT-02
Figura 4.21: Perfil composto do TUT-02
4.1.8. TUT-08
Esse testemunho diferencia-se dos outros testemunhos descritos nesse trabalho, no que diz respeito ao método de coleta por ser um push-core, ou testemunho por empurrão, atingindo apenas 82 cm de profundidade (Figura 4.22). Foi coletado na extremidade oriental da Ilha Grande do Paulino, na margem de um amplo canal de maré (Figura 4.23). Trata-se de um
31 testemunho muito uniforme, composto por areias predominantemente finas com D50 entre 145,3
e 135,5 µm, subangulares, com baixa esfericidade e muito bem selecionadas. Os teores de M.O. são baixos e variam entre 0,2 e 2,7%. Da mesma forma, também são baixos os teores de CaCO3
que variam entre 0,4 e 1,9%. Por outro lado, os teores de minerais pesados são elevados, variando entre 8% e 15% contendo cordierita, hornblenda, ilmenita, granada, monazita, epídoto, turmalina e apatita (Figura 4.23). A única exceção para essas características é a amostra mais superficial (do topo do testemunho), que apresentou D50 de 68,8 µm, esfericidade,
arredondamento e selecionamento semelhante ao resto das amostras, e teores de M.O. e CaCO3
de 3,9% e 2,1%, respectivamente. A compilação desses dados foi feita em forma de perfil composto (Figura 4.24).
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Figura 4.23: Localização, Fotografia e Microfotografias do TUT-08
Figura 4.24: Perfil composto do TUT-08
4.1.9. VC-09/16
Trata-se de um testemunho bastante uniforme, predominantemente siltoso e com uma fina porção arenosa no topo (Figura 4.25). Este é de um dos testemunhos mais afastados da linha de costa, utilizada neste trabalho. Foi coletado na margem erosiva de um canal de maré, meandrante de médio porte, próximo à cidade de Araioses-MA (Figura 4.26).
33 O topo granulometria do sedimento é composto por areia fina (D50 próximo a 250,0
µm), porém diminui rapidamente e na profundidade de 12 cm passa para fração silte (Figura 4.27). Os grãos são subangulosos, de alta esfericidade e moderadamente selecionados. Os teores de M.O. e CaCO3 são 2,8 e 7,4%, respectivamente. Os minerais identificados nesse intervalo
incluem monazita, ilmenita, epídoto, granada, turmalina, cordierita e estaurolita, totalizando cerca de 10% do sedimento.
Entre 12 cm e a base em 152 cm ocorre silte médio com D50, variando entre 15 e 19 µm.
Com grãos angulosos a subarredondados, de média esfericidade e bem selecionados (Figura 4.1.9.2). Os teores de M.O. variam entre 5,8 e 19,4%, enquanto os teores de CaCO3 oscilam
entre 2,4 e 5,8%. A mineralogia presente nesse intervalo, que ocupa quase todo o testemunho, é composta por monazita, ilmenita, epídoto, granada, turmalina, cordierita, muscovita, hornblenda, pirita, coríndon e estaurolita, representando entre 6% e 7% do material.
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Figura 4.26: Localização, Fotografia e Microfotografia do VC-09/16
Figura 4.27: Perfil composto do testemunho VC-09/16
4.2. MISCROSCOPIA ELETRÔNICA DE VARREDURA-MEV E ESPECTROSCOPIA DE ENERGIA DISPERSIVA-EDS
A partir da descrição visual em lupa binocular, foi identificada a assembleia mineralógica do delta, composta por 16 minerais: Quartzo, monazita, ilmenita, epídoto, granada, turmalina, cordierita, estaurolita, muscovita, hornblenda, pirita, apatita, magnetita, silimanita, biotita e titanita. Foi observado que nem todos os minerais ocorrem em todos os
35 testemunhos e alguns deles se apresentam distribuídos de tal forma que possibilitam identificar sua relação com o canal principal do rio Parnaíba.
Minerais que se destacavam por estarem presentes em grande quantidade nos sedimentos do testemunho, coletados no canal principal do Rio Parnaíba (VC-07/16), e se tornavam cada vez menos presentes nos sedimentos dos testemunhos, à medida que aumentava a distância dessa fonte, foram denominados minerais marcadores (Figura 4.28). Hornblenda, cordierita e granada foram os três minerais que mais apresentaram esse comportamento. Em contrapartida, os minerais abundantes nos sedimentos de todos os testemunhos também foram de grande importância para a caracterização mineralógica do delta. Quartzo e ilmenita se destacam por esse comportamento e foram denominados minerais constantes (Figura 4.2.9).
Os minerais identificados como marcadores e constantes foram retirados dos sedimentos dos testemunhos (TUT-07, VC-07.16, VC-09.16 e VC-10.16) para análise com MEV-EDS, técnica que possibilita através do MEV investigar a superfície de amostras com magnificações, da ordem de centenas de milhares de vezes e através do EDS permite a identificação e mapeamento dos elementos químicos presentes nos minerais (Duarte et al. 2003). Dessa maneira, foram analisados quimicamente minerais coletados no canal principal (VC-07/16), ao centro do delta (VC-10/16), no canal mais afastado do Rio Parnaíba (TUT-07), e na região aventada como provável conexão, entre o canal principal e a porção oeste (VC-09/16) no passado. As análises foram realizadas no LCEM DEMAT, laboratório multiusuário da UFRN. As análises de EDS dos minerais produziram gráficos, indicando a composição química exata de cada mineral, possibilitando sua identificação com maior precisão. Dentre os minerais marcadores, a hornblenda foi identificada como uma cumingtonita [(Si4O11OH)2 (Fe, Mg)7]. A
granada foi identificada como Piropo (Mg3Al2Si3O12). E a cordierita foi também determinada
por sua fórmula {(Mg, Fe)2 [Si5Al4O18] nH2O} (Deer et. al., 2013). Os resultados dos minerais
36
MEV da superfície Espectro de EDS para a área analisada
Figura 4.28: Minerais marcadores. A) Piropo (grupo da granada), B) Cumingtonita (serie da Hornblenda, grupo dos anfibólios); C) Cordierita.
MEV da superfície Espectro de EDS para a área analisada Figura 4.29: Minerais constantes A) quarto e B) ilmenita.
37 4.3. Datações
Foram coletados fragmentos de raízes vegetais contidas no sedimento para datação pelo método do radiocarbono em 4 testemunhos: VC-03/16, VC-05/16, VC07/16 e VC-10/16. Essas análises foram executadas no laboratório Leibniz-Labor für Alterbetimmung und
Isotopenforschung da Christian-Albrechts University zu Kiel (Alemanha), no âmbito da
cooperação internacional entre essa universidade e a UFRN, através de projetos de pesquisa executados pelo laboratório GGEMMA.
A idade mais antiga encontrada dentre os 4 testemunhos foi 4057 ± 22 AP, no VC-10/16 entre 156 e 158 cm. Enquanto, a idade mais nova foi identificada no VC-03/16, mais recente que 1950 DC, no intervalo entre 194 e 196 cm. Ambos testemunhos foram coletados no mesmo canal de maré do delta, um em cada margem, com uma distância aproximada de 2,8 km.
A datação realizada no VC-07/16 indicou idade de 427 ± 14 AP, na profundidade de 170 cm. E, por fim, resultado para o VC-05/16 foi de 1220 ± 18 AP, na profundidade de 156 cm.
Testemunho Profundidade Material Idade AP(anos antes
do presente δ13C ‰ VC-03/16 194-196 cm Fragmentos de plantas >1950 -29,5 ± 0,2 VC-05/16 153-156 cm Fragmento de concha 1220 ± 18 AP -1,9 ± 0,2 VC-07/16 170 cm Fragmento de concha 427 ± 14 AP -3,0 ± 0,2 VC-10/16 156-158 cm Fragmento de planta 4057 ± 22 AP -27,4 ± 0,2 Tabela 4.3.1: Testemunhos, profundidades das datações e resultados em idades AP (Antes do
38
5. Discussões
Neste estudo foram observadas discrepâncias nos padrões granulométricos, composicionais e principalmente mineralógicos, nos sedimentos coletados ao longo do delta do Parnaíba. Como já demonstrado anteriormente (Capítulo 1), a porção oeste do delta atualmente encontra-se praticamente isolada do canal principal do rio Parnaíba (sem uma conexão natural). Entretanto, as grandes dimensões, tanto dos canais de maré, quando das ilhas formadas entre eles, sugerem a existência de uma conexão direta no passado. As semelhanças e discrepâncias da mineralogia observadas entre os testemunhos é um dos grandes indicativos dessa conexão.
5.1. Mineralogia
Estudos de proveniência a partir de análise de minerais pesados é amplamente utilizada como técnica para determinar a proveniência em sedimentos arenosos e promove maior acurácia quando é feita a identificação de grãos individuais (Morton et al, 1985; Morton et al, 1991; Morton et al 1994).
O sedimento oriundo do Rio Parnaíba (VC-07/16) apresenta 12 diferentes minerais, dentre eles os três minerais marcadores definidos neste estudo: cordierita, granada e cumingtonita, também observados nos testemunhos mais ao centro da área de estudo (TUT-08, VC-03/16, VC-05/16 e VC-10/16). Isso poderia indicar uma forte influência do aporte sedimentar, trazido pelo canal principal do rio Parnaíba para essa área. Por outro lado, nenhum dos minerais marcadores foram observados no testemunho TUT-05, coletado no extremo oeste do delta, no rio Barro Duro (Figura 5.1.1). Isso indica uma fonte sedimentar diferente do canal principal do rio Parnaíba. Portanto, o delta possui pelo menos duas fontes sedimentares distintas. Uma delas é o canal principal do rio Parnaíba, e a outra são os rios efêmeros que desembocam na região onde hoje estão os canais de maré.
Essas duas fontes sedimentares distintas nos canais da porção oeste são observadas nos testemunhos TUT-02 e TUT-07. Suas bases apresentam, em abundância, 2 dos 3 minerais marcadores (cumingtonita e granada), cuja ocorrência diminui em direção ao topo (Figura 5.1.1). No caso do TUT-02, em sua base (184 cm) tem-se uma camada de areia fina a média, com granada e cumingtonita porém, na profundidade de 68 cm a granada deixa de ocorrer (Figura 5.1.1). No caso do TUT-07, esses mesmos minerais também ocorrem na base, vão se tornando cada vez mais raros na porção intermediária e desaparecem no topo, sendo o piropo o primeiro a desaparecer em 75 cm e depois a cumingtonita em 17 cm. De forma que a mineralogia, que passa a dominar o sedimento, é a mesma encontrada no TUT-05. Esse
39 fenômeno marca, claramente, o isolamento dos canais da porção oeste do delta do Parnaíba, configurando um processo de substituição ou alteração de lóbulos (“Lobe Switching”). Esse é um processo comumente observado em deltas assimétricos, quando ocorre o completo isolamento de um dos lóbulos deltaicos (Correggiari et al., 2005; Unverricht et al., 2013; Correggiari et al,. 2015).
40
Figura 5.1.1: Mapa de ocorrência dos minerais marcadores. H:hornblenda (cumingtonita). G:granada. C:cordierita. Triângulos pretos indicam o local de coleta dos testemunhos.
