Proveniência sedimentar: métodos e técnicas analíticas aplicadas

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Proveniência sedimentar: métodos e técnicas analíticas aplicadas

Marcus Vinicius Dorneles Remus¹, Rogério Schiffer Souza², José Antonio Cupertino³, Luiz Fernando De Ros¹, Norberto Dani¹ & Maria Lidia Vignol-Lelarge¹

Resumo A análise da proveniência sedimentar é uma ferramenta crescentemente utilizada na análise de bacias e particularmente na exploração de reservatórios de hidrocarbonetos. A composição original das areias controla diretamente os tipos e a intensidade dos processos diagenéticos de redução e geração de porosidade nos arenitos.

Por isso, estudos de proveniência capazes de identificar a distribuição espacial e temporal da composição original das areias são fundamentais para a predição da qualidade de potenciais arenitos-reservatório. A análise de proveniência permite identificar a composição mineralógica e litológica das áreas-fonte, inferir sua localização geográfica, clima e relevo, determinar as principais rotas de distribuição das areias, e estimar a distância e tempo de transporte. A diversidade de minerais pesados encontrada em arenitos e a ocorrência de paragêneses diagnósti- cas de rochas-fonte particulares torna a análise de minerais pesados a técnica mais sensível e robusta aplicada na análise de proveniência. A combinação de análises de minerais pesados detríticos com a petrografia de rocha-total, composição de feldspatos, tipologia de quartzo e tipos de fragmentos de rocha permitem estabelecer a complexa história do sedimento desde a área-fonte até o sitio de deposição. Além disso, as técnicas analíticas modernas de microanálise permitem a determinação precisa, da composição química de grãos detríticos individuais por meio de microssonda eletrônica (p.ex. granadas e turmalinas), das idades de zircão, monazita e titanita via SHRIMP (Sensitive High Resolution Ion Microprobe) ou ICPMS – LA (Inductively-Coupled Plasma Mass Spectrometry by Laser Ablation). Estes dados conectam diretamente os grãos nos arenitos com a composição ou idade das rochas ígneas ou metamórficas dos terrenos-fonte. Adicionalmente, estudos de traços de fissão em zircão e apatitas determinam as principais idades de soerguimento e erosão dos terrenos-fonte. Estudos integrados da proveniência de arenitos de setores particulares de diversas bacias marginais brasileiras estudadas (Santos, Campos, Espírito Santo, Jequitinhonha e Pelotas,) permitiram identificar as principais áreas-fonte e rotas de dispersão das areias destas bacias. Estes trabalhos devem contribuir substancialmente, juntamente com estudos de diagênese, para a redução dos riscos envolvidos na exploração por reservatórios clásticos nas bacias marginais brasileiras.

Palavras-chave: proveniência, técnicas analíticas, minerais pesados, bacias costeiras brasileiras, qualidade de reservatórios.

Abstract Sedimentary provenance: methods and analytical techniques. The analysis of sedimentary provenance is a tool increasingly used in basin analysis and particularly in the exploration for clastic hydrocarbon reservoirs. The original sand composition directly controls the types and intensity of the diagenetic processes promot- ing porosity reduction and generation in the sandstones. Therefore, provenance studies identifing the distribution of the original sands composition in time and space are fundamental for the prediction of potential sandstone reservoirs.

Provenance analysis provides the mineralogic and lithologic composition of the source areas, infering their geo- graphic location, climate and topography, determining the main routes of sand distribution, and the distance and time of transportation. The diversity of detrital heavy minerals occurring in sandstones and the occurrence in paragenesis diagnostic of specific source rocks make the analysis of heavy minerals the most sensitive and robust technique for provenance studies. The combination of detrital heavy minerals with quantitative whole-rock petrography, feldspars composition, quartz and rock fragments types allows to establish the complex history of the sediments from their source areas to the depositional sites. Furthermore, modern microanalytical techniques allow the precise determina- tion of the chemical composition of individual grains through electron microprobe (e.g. garnets and tourmalines), the ages of zircon, monazite and titanite through SHRIMP (Sensitive High Resolution Ion Microprobe) or ICPMS – LA (Inductively-Coupled Plasma Mass Spectrometry by Laser Ablation). These parameters directly connect the grains of the sandstones with the composition and age of the igneous or metamorphic rocks of the source terrains.

Additionally, apatite and zircon fission track studies may determine the main ages of uplift and erosion of the source terrains. Integrated provenance studies of sandstones from specific areas of several Brazilian margin basins (Santos, Campos, Espírito Santo, Jequitinhonha and Pelotas) allowed the identification of the main source-areas and routes of sediment dispersal. These works shall substantially contribute, together with diagenetic studies, for the reduction of risks envolved in the exploration for clastic reservoirs in the Brazilian margin basins.

Keywords: sedimentary provenance, analytical techniques, heavy minerals, brazilian marginal basins, reservoir quality.

1- Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre (RS), Brasil. E-mails: marcus.remus@ufrgs.br, lfderos@inf.ufrgs.br, norberto.dani@ufrgs.br e lidia.vignol@ufrgs.br

2- Centro de Pesquisas da PETROBRAS, CENPES, Rio de Janeiro (RJ), Brasil. E-mail: schiffer@petrobras.com.br 3- PETROBRAS - E & P, Rio de Janeiro(RJ), Brasil. E-mail: jacgeo@petrobras.com.br

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INTRODUÇÃO O estudo da proveniência de rochas sedimentares visa em última análise, reconstituir as rela- ções existentes entre áreas-fonte e bacias sedimentares, envolvendo a determinação da composição da área-fonte dos sedimentos e sua localização geográfica, as rotas de distribuição das areias da fonte até a bacia, avaliação das condições climáticas, do tectonismo e do relevo na época da deposição. Além disso, é importante estimar a distân- cia de transporte da fonte até o sitio de deposição, tempo de residência do sedimento na planície aluvial ou plataforma e os efeitos da dissolução durante a diagênese. O acesso a estas informações, envolve estudos multidisci- plinares, incluindo mineralogia, geoquímica, petrologia sedimentar, ígnea, metamórfica e geocronologia.

Os sedimentos clásticos passam por uma his- tória complexa envolvendo o intemperismo, erosão, transporte, deposição e soterramento nas bacias sedimentares. Diversos processos influenciam na compo- sição final dos sedimentos desde suas áreas-fonte até os sitios deposicionais. O conhecimento dos controles destes processos e seus efeitos na composição final dos sedimentos (Johnsson et al. 1991, Johnsson 1993, Morton & Hallsworth 1999) permitem avaliar o grau de modificação e identificar o sinal de proveniência em diversas situações geológicas.

A modificação da composição global dos sedimentos clásticos pelos processos que atuam no ciclo sedimentar motivou os pesquisadores a utilizarem componentes específicos dos sedimentos como indicadores de proveniência. A situação mais simples, porém raramente encontrada, é a identificação de componentes incomuns - espécies minerais indicadoras de ambientes geológicos específicos, como por exemplo glaucofano ou lawsonita que são traçadores de terrenos fonte de alta-pressão (Man- ge-Rajezty & Oberhänsli 1982, Faupl et al. 2002). Em arenitos líticos a presença de fragmentos de rocha pouco alterados permitem a identificação das rochas-fonte com relativa precisão. Alguns constituintes essenciais dos arenitos podem fornecer informações importantes sobre as áreas-fonte, destacando-se: a composição dos plagio- clásios (Pittmann 1970, Trevena & Nash 1979, Maynard 1984 entre outros), os tipos de macla dos feldspatos (Pitt- mann 1969, Helmold, 1985, Devaney & Ingersoll, 1993), e os tipos de grãos de quartzo e suas inclusões (Blatt &

Christie 1963, Folk 1974, Arribas et al. 1985, Basu et al.

1985, Girty et al. 1988, Johnsson 1991).

Entretanto, a composição da assembléia de minerais pesados incluindo estudos varietais e isotópicos é o meio mais preciso e confiável de determinar as litologias das áreas–fonte dos sedimentos e suas variações no espaço e no tempo (Hubert 1962, 1971, Reizebos 1979, Morton, 1985, Statteggar 1987, Hurst & Morton 1988, Morton 1991, Grigsby 1992, Morton & Hall- sworth, 1994, 1999, Morton & Yaxley 2007). Os minerais pesados são utilizados também para correlações estratigráficas e comparações entre corpos de areia, especialmente quando na ausência de informações bio- estratigráficas precisas.

Neste trabalho são discutidos os principais mé- todos e técnicas analíticas utilizadas para determinar a

proveniência de sedimentos clásticos, com ênfase nos arenitos e suas implicações diretas e indiretas para ex- ploração de hidrocarbonetos. O presente trabalho tam- bém discute sumariamente casos de sucesso da aplica- ção destes métodos e técnicas em arenitos de diversas bacias marginais da costa brasileira.

PROCESSOS QUE CONTROLAM A COMPOSI- ÇÃO DOS SEDIMENTOS A composição de uma rocha sedimentar depende de vários fatores interrela- cinados que influenciam em diferentes graus o produto final, notadamente a composição da rocha-fonte que está diretamente relacionada ao ambiente tectônico, o intemperismo nas áreas-fonte, os processos, tempo e distância de transporte, que causam seleção física e abrasão dos grãos, e finalmente os processos de diagê- nese que causam dissolução e alteração de fases minerais. A distribuição espacial destes processos pode ser observada esquemáticamente na figura 1.

A composição da rocha-fonte é fatalmente o principal controle da composição dos sedimentos clás- ticos. Em determinadas situações (clima árido e relevo acidentado) a composição dos sedimentos corresponde diretamente à das áreas-fonte (Johnsson 1993).

O intemperismo químico, de modo geral, causa o empobrecimento dos minerais instáveis originalmente presentes na rocha-fonte, devido a dissolução seletiva, ocasionando um aumento relativo dos minerais mais es- táveis na assembléia dos sedimentos clásticos. A dura- ção do intemperismo químico, diretamente relacionado ao relevo da área fonte e disponibilidade de água, é um fator importante na determinação dos produtos gerados.

Terrenos-fonte em relevo acidentado e tectonicamente instáveis sofrem com menor intensidade os efeitos do

Figura 1 - Localização esquemática dos sítios onde atuam os principais processos que controlam a compo- sição das rochas sedimentares clásticas (modificado de Morton & Hallsworth 1994, pg. 242).

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intemperismo químico e tendem a disponibilizar ma- terial menos intemperizado, contendo fases mais ins- táveis, refletindo com maior fidelidade a composição das áreas-fonte e preservando o sinal de proveniência (Johnsson 1993, Morton & Hallsworth 1999).

Ao contrário, terrenos-fonte em áreas com relevo suave, tectonicamente estáveis com clima úmido, permitem a atuação mais vigorosa do intemperismo químico, produzindo solos mais espessos com dissolu- ção das fases mais instáveis e lixiviação mais intensa, e sedimentos enriquecidos em fases mais resistentes, notadamente o quartzo. Nesta situação o sinal de pro- veniência é alterado de modo que rochas-fonte graníti- cas tendem a produzir arenitos ricos em quartzo (Potter 1978a e b, Franzinelli & Potter 1983, Johnson 1993, Morton & Hallsworth 1999).

O intemperismo químico dos sedimentos arma- zenados em sistemas aluviais pode causar empobrecimento relativo de fases mais suscetíveis a dissolução e enriquecimento de fases mais estáveis como o quartzo. Em condições de pH ácido, a apatita dissolve com maior facilidade e tende a diminuir as sua proporções no concentrado final (Savage et al. 1988, Morton &

Johnson 1993, Morton & Hallsworth 1999).

A abrasão mecânica durante o transporte dos sedimentos ocasiona a diminuição do tamanho dos grãos.

Grãos com vários sistemas de clivagem ou mais macios tendem a sofrer mais os efeitos da abrasão. Mesmo assim, o processo de abrasão mecânica, em sistemas fluviais, não é capaz de fazer desaparecer a diversidade dos componentes originais do sedimento. Entretanto, a proporção de componentes mais lábeis (ex. fragmentos de rochas carbonáticas, vulcânicas e metamórficas de baixo grau) diminui sensivelmente em sistemas fluviais (Morton &

Smale 1991, Johnson 1993, Picard & MacBride 2007).

O processo de seleção hidrodinâmica durante o transporte dos sedimentos pode produzir mudanças composicionais significativas, especialmente nas pro- porções entre as diferentes espécies de minerais pesados. O fracionamento hidráulico modifica as abun- dâncias e proporções entre minerais de diferentes densidades e diâmetros, especialmente quando ocorrem mudanças rápidas na velocidade da corrente (Garzanti 1986, Johnsson 1993, Morton & Hallsworth 1999). As- sim, a seleção física devido a condições hidrodinâmicas durante o transporte e no sítio de deposição podem mu- dar significativamente o sinal de proveniência.

Outros fatores que podem modificar o sinal de proveniência são os processos seletivos de dissolução e alteração que ocorrem durante a diagênese. Diversos componentes, especialmente feldspatos, litoclastos e minerais pesados instáveis dissolvem seletivamente ou são substituídos por argilominerais, carbonatos, óxidos e outros minerais autigênicos quando em contato com fluidos reativos, durante a diagênese (Mc Donald &

Surdam 1984, Mc Bride 1985, Morton & Hallsworth 1999). Em determinados ambientes, onde os processos de dissolução são mais efetivos, a composição original do sedimento pode ser dramaticamente modificada, apa- gando parcial ou integralmente o sinal de proveniência.

MÉTODOS E TÉCNICAS APLICADAS AO ES- TUDO DA PROVENIÊNCIA Diversos métodos e técnicas tem sido empregados para determinar a pro- veniência dos sedimentos, incluindo estudos em con- glomerados, arenitos e folhelhos. Os estudos de prove- niência concentram-se fortemente nos arenitos, porque estas rochas registram informações mais diversificadas das áreas-fonte e especialmente porque configuram importantes reservatórios de hidrocarbonetos.

Análise modal da composição detrítica principal O principal obstáculo a ser enfrentado quando se procura identificar as assinaturas composicionais de diferentes rochas-fonte diretamente nos sedimentos clásticos de- las produzidos e nas rochas deles evoluídas, deve-se à influência das texturas das rochas-fonte e dos sedimentos sobre a composição. Sedimentos mais grossos contém forçosamente mais fragmentos de rochas (litoclastos) compostos por diversos minerais e/ou cristais ou grãos de minerais. Nos sedimentos mais finos das mesmas fontes esses fragmentos ocorrem desagregados em grãos monominerálicos de quartzo, feldspatos, micas, etc (Allen 1962, Gazzi 1966, in: Zuffa 1985).

A solução para permitir o reconhecimento da composição das rochas-fonte sem tal “ruído textural”

consiste na técnica de contagem Gazzi-Dickinson (Zu- ffa 1985): cristais maiores que o tamanho silte (0,0625 mm) nos fragmentos de rochas são contados separada- mente como quartzo, feldspatos, etc, devidamente iden- tificados com respeito ao tipo de litoclastos onde estão.

São contados diretamente como litoclastos apenas fragmentos com textura fina (vulcânicas afaníticas, ardósias e filitos, chert, rochas carbonáticas, lutitos, etc). O re- sultado desta metodologia é de salientar a composição mineralógica-litológica das rochas-fonte, independen- temente da granulometria.

A contagem discriminada Gazzi-Dickinson permite a identificação das “assinaturas” composicionais dos principais ambientes tectônicos das áreas-fonte (Tab.

1; crátons estáveis, rifts alimentados pelo soerguimento de blocos do embasamento, arcos magmáticos, e cintu- rões orogênicos com reciclagem de rochas sedimentares e metassedimentares), através de diagramas ternários combinados que permitem caracterizar cada caso, suas gradações e sua evolução (Fig. 2, Dickinson & Suczeck 1979, Dickinson et al. 1983, Dickinson 1985).

Embora os diagramas ternários permitam boa discriminação para sedimentos ricos em fragmentos líticos, característicos de ambientes tectonicamante ativos, a sua resolução é limitada na determinação da proveniência de arenitos derivados de blocos continen- tais de margem passiva, freqüentemente de composição feldspática. Além disso, diversos fatores modificam a composição original dos sedimentos durante o intemperismo, transporte, deposição e diagênese.

Por outro lado, a petrografia detalhada dos arenitos associada à discriminação temporal dos componentes (contemporâneos x não–contemporâneos;

primeiro ciclo x reciclado) e espacial (intrabacial x ex- trabacial) utilizando as recomendações de Zuffa (1980,

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1985, 1987, 1991) permitiu avanços importantes nos estudos de proveniência e na compreensão da dinâmica deposicional nas bacias e dos controles estratigráficos e tectônicos atuantes sobre a sedimentação (ver coletânea de artigos em Morton et al. 1991).

Análise de minerais pesados A análise de minerais pesados consiste no método mais eficiente e preciso para determinar a proveniência de rochas sedimentares, notadamente arenitos (Hubert 1971, Morton 1985, Mange & Maurer 1992, Morton & Hallsworth 1994, 1999, Nascimento & Góes 2005). Isto deve-se ao fato de

que as rochas-fonte primárias (ígneas e metamórficas) possuem uma grande diversidade de minerais pesados, com varias dezenas de espécies mais comuns encontradas em sedimentos (Milner 1952, Devismes 1978, Mange & Maurer 1992, Addad 2001). A maioria dos minerais pesados possuem paragêneses restritas, sendo indicadores da natureza da rocha-fonte (ex. estaurolita e cianita em metapelitos de grau médio; cr-espinélio em rochas máfico-ultramáficas).

O estudo dos minerais pesados tem sido apli- cado em varias áreas das ciências desde o inicio do sé- culo XX, na determinação da proveniência, incluindo a Figura 2 - Diagramas de tipos de proveniência tectônica de Dickinson (1985).

Características das areias geradas sumarizadas na tabela 1.

Tipos de proveniência Ambiente tectônico Composição das areias geradas Cráton estável Intracontinental ou plataforma

passiva Areias quartzosas (ricas em Qt) com altas razões de Qm/Qp e K/P

Soerguimento do embasamento Rift of ruptura transformante Areias quartzo-feldspáticas (Qm-F) pobres em Lt e Qp, similares à area fonte

Arco magmático Arco de ilhas ou arco

continental

Areias feldspato-líticas (F-L) vulcanoclásticas com altas razões P/K e Lv/Ls, gradando para areias quartzo- feldspáticas derivadas de batólitos

Reciclagem orogênica Cinturão orogênico ou complexo de subducção

Areias quartzo-líticas (Qt-Lt) ricas em Ls (sedimentares e meta-sedimentares), pobres em F e Lv, com razões variáveis de Qm/Qp e Qp/L

Tabela 1 - Tipos de proveniência tectônica, ambientes geotectônicos correspondentes e composição das areias geradas, segundo Dickinson et al. (1983) e Dickinson (1985).

Classificação e símbolos dos tipos de grãos (Dickinson 1985) G

A. rãos QuArtzosos

(Qt = Qm + Qp) Qt = total de quartzosos

Qm = quartzo monocristalino (> 0,0625mm) Qp = quartzo policristalino (ou calcedônia)

Grãos FeldspAtos

B. (F= P+K)

F = total de grãos de feldspatos P = grãos de plagioclásio K = grãos de K – feldspato

FrAGmentos líticos instáveis

c.

L = total de fragmentos líticos instáveis

Lv = fragmentos líticos vulcânicos/ metavulcânicos Ls = fragmentos líticos sedimentares/ metassedimentares.

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exploração de petróleo, correlação de fácies e camadas de areia na determinação da geometria de reservató- rios potenciais (eg. Mackie 1923 in: Mange & Morton 2007, Groves 1931, Milner 1952, Hubert 1971, Mor- ton & Hurst 1995, Mange-Rajetzky 1995, Morton et al. 2002); estudo de paleoambientes (eg. Ehrmann &

Polozek 1999) prospeçcão de placers de diamantes, ouro, cassiterita entre outros minerais (eg. Fletcher &

Loh 1996; Belousova et al. 1998); na arqueologia para determinar a proveniência dos sedimentos utilizados para confecção de cerâmica (eg. Freestone & Middle- ton 1985) no estudo de processos erosivos e enchentes episódicas (eg. Morton & Smale 1991).

Uma pesquisa de proveniência de minerais pesados inusitada ocorreu durante a Segunda Guerra Mundial, entre 1944 e 1945, quando os japoneses lan- çaram cerca de 9.000 balões incendiários nas correntes de alta velocidade da atmosfera superior na expectativa de incendiar as florestas da América do Norte durante o verão. Cada balão carregava cerca de 30 sacos de areia como lastro, que caiam sucessivamente quando o balão descia a altitudes abaixo de 30.000 pés. A composição da areia era: 52% hiperstênio, 10% magnetita, 8% fe- nocristais de quartzo vulcânico, 8% de quartzo comum, 8% de hornblenda, 7% de augita, 6% de plagioclásio, 1% de granada e traços de outros minerais com fragmentos de conchas. Baseado no conhecimento da geologia do Japão vereficou-se que haviam apenas 5 locais onde ocorriam areias de praia desta composição. A força aérea americana fotografou e identificou os locais de ex- tração. A ameaça dos balões incendiários foi eliminada da guerra posteriormente (Hubert 1971 - pg. 463).

ANÁLISE CONVENCIONAL DE MINERAIS PESA- DOS Diversos tipos litológicos fornecem detritos para os sedimentos siliciclásticos. Os minerais pesados (densidade > 2,8) ocorrem como constituintes menores volumetricamente nos arenitos (< 1%), mas uma grande diversidade de espécies é encontrada em seqüências siliciclásticas, com cerca de 50 tipos de minerais mais comuns (Mange & Maurer 1992). Assim, a análise de minerais pesados necessita concentração previa das es- pécies através de técnicas de laboratório de separação de minerais usuais.

A análise convencional de minerais pesados de- tríticos consiste na determinação da composição de toda a assembléia de minerais pesados presentes nos arenitos (Morton & Hallsworth 1994) através de: (a) separação dos minerais pesados por líquidos densos utilizando-se convencionalmente bromofórmio (d = 2,89) ou tetra- bromoetano (d = 2,96) ou ainda líquidos não-tóxicos solúveis em água como (sodium politungstato); (b) mon- tagem de lâminas com líquidos de índices de refração calibrados; (c) análise microscópica com a identificação das espécies; (d) quantificação com a contagem modal de 300 grãos translúcidos da assembléia total.

O intervalo granulométrico escolhido para aná- lise dos minerais pesados com mais freqüência é entre 63-250 µm, largamente utilizada pela escola italiana (Zuffa, Garzanti e colaboradores) ou um intervalo mais

restrito (63-125 µm) utilizado por Morton e seus colaboradores. Os dados com as proporções dos diferentes minerais pesados das amostras analisadas são geralmente mostrados em histogramas e gráficos de abun- dância relativa. A composição da assembléía de minerais pesados com suas diferentes proporções, indicará os respectivos terrenos-fonte que contribuíram para proveniência, tendo em vista as paragênese restritas de suas ocorrências nas rochas-fonte (Milner 1952, Hubert 1971, Morton 1985, Mange & Maurer 1992, Deer et al.

1992 entre outros)

Visando contornar os fatores que interferem no sinal de proveniência (hidrodinâmica e diagênese), Mor- ton & Hallsworth (1994) propõem a utilização de pares de minerais pesados que possuem densidades semelhantes e resistência a diagênese similares, num intervalo granu- lométrico pequeno (63 -125 µm). Estes autores propõem diversos índices mineralógicos para determinar a pro- veniência e suas modificações durante o ciclo sedimentar. Os índices (pares de minerais) utilizados com mais freqüência são; ATi (100xApatita/Turmalina+Apatita);

GZi (100xGranada/Granada+Zircão); MZi (100xMo- nazita/Monazita+Zircão): CZi (100xCr-espinélio/Cr- espinélio+Zircão); RZi (100xRutilo/Rutilo+Zircão).

Os pares minerais escolhidos possuem densidades semelhantes e variações nas suas proporções estão relacionadas a mudanças na proveniência, tendo em vista a premissa de que a rocha-fonte possui valores mais ou menos constantes desta razão. Outros pares utilizados como AZi (100 x Apatita/Apatita + Zircão), onde os dois minerais possuem densidades diferentes, podem mostrar variações nos valores devido ao fracionamento hidráulico. Assim, variações no AZi podem estar rela- cionados a mudanças de proveniência e/ou modifica- ções nas condições hidrodinâmicas da deposição.

Outro índice utilizado com freqüência é o ZTR (100x Zircão + Turmalina+Rutilo/Total de grãos tras- lúcidos), que está diretamente relacionado ao grau de maturidade mineralógica do sedimento (Hubert 1962).

Como regra, arenitos com ZTR elevado possuem áreas fontes envolvendo terrenos reciclados (sedimentos si- liciclásticos ou metassedimentos de grau muito baixo) enquando que aqueles que possuem ZTR baixo são sedimentos de primeiro ciclo.

ANÁLISE VARIETAL DE MINERAIS PESADOS A análise varietal de minerais pesados, também denomi- nada análise de minerais pesados de alta resolução é mais minuciosa pois qualifica as diferentes variedades de espécies de minerais pesados individuais, baseado no conhecimento de que a maioria dos minerais acessó- rios forma-se numa diversidade de tamanhos e hábitos e são representados por diversas variedades químicas, estruturais, coloração e ótica, controladas primariamente pelas condições físico-quimicas durante a sua (re) cristalização (Mange & Wright 2007).

As variáveis mais utilizadas na análise de minerais pesados de alta resolução consistem de: morfologia, cor e estrutura interna dos grãos. Zircões e apatitas euédricas com terminações pontiagudas são indicadores

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de uma origem vulcanogênica contemporânea enquan- to que os mesmos minerais bem arredondados, indicam proveniência de terrenos reciclados, retrabalhados por ondas ou envolvimento num sistema eólico. Trabalhos clássicos e modernos utilizam com frequencia a cate- gorização de espécies minerais individuais como va- riações de morfologia e cor de turmalina e/ou zircão para estudos de proveniência (Krynine 1946, Mange- Rajetzky 1995, Caironi et al. 1996, Lihou & Mange- Rajetzky 1996, Corfu et al. 2003). O grau de arredon- damento de minerais pesados pode ser avaliado pelo índice Ari (100 x Apatita arredondada/ Apatita Total) utilizado para avaliar a história de transporte do sedimento e mudanças de proveniência (Allen & Mange- Rajeztky 1992, Mange & Wright 2007).

Entretanto, a discriminação de cor, variedades de pleocroísmo e outras propriedades óticas são parâmetros subjetivos e podem variar de acordo com a interpreta- ção utilizado por diferentes analistas. Com efeito, o atual avanço tecnológico na área de microanálise permite a análise individual das diferentes variedades de uma mesma espécie com maior precisão e relativa rapidez, eliminando a subjetividade. Diversos métodos analíti- cos conduzem a determinação da composição química elementar de grãos detríticos individuais permitindo sua classificação geoquímica, determinação de idade, com a identificação da rocha-fonte geradora do grão e conteú- do e distribuição de elementos traços e terras raras. Tais métodos e técnicas são discutidos a seguir avaliando-se a aplicação nas diferentes espécies minerais.

GEOQUÍMICA DOS MINERAIS PESADOS

Granada A granada é o mineral mais adequado e utilizado para determinar a proveniência sedimentar de arenitos porque: (a) é um mineral freqüente nas as- sembléías de arenitos, (b) as suas variações composicionais fornecem informações detalhadas sobre os tipos litológicos da área fonte; (c) são relativamente estáveis no intemperismo e na diagênese; (d) possuem uma va- riação de densidade relativamente pequena diminuin- do o efeito da seleção hidráulica; (e) o estudo de um grupo isolado de minerais, como a granada, minimiza os efeitos efeitos da destruição seletiva das diferentes espécies de minerais pesados durante o intemperismo, o transporte e a diagênese (Morton 1985, 1991, Morton

& Hallsworth 1994, 1999). Adicionalmente, as granadas registram e preservam muito bem a trajetória do metamorfismo (história da temperatura e pressão durante seu crescimento) que em determinadas situações pode ser diagnóstica dos terrenos-fonte.

A microssonda eletrônica é o método mais eficiente e rápido para determinação da composição quími- ca dos elementos maiores de minerais. Este equipamento produz dados sofisticados para testar as hipóteses de pro- veniência e correlação, pois permite determinar a assina- tura química individual da granada e outros minerais.

As granadas são tipicamente encontradas em rochas metamórficas, mas também ocorrem em rochas ígneas alcalinas, graníticas e litologias mais raras (por ex. peridotitos e kimberlitos). O grupo das granadas

forma uma série isomórfica sub-dividida em 07 espé- cies, representadas pelos seguintes membros extremos:

Piropo (Mg₃Al₂Si₃O₁₂), Almandina (Fe3Al₂Si₃O₁₂), Espessartita (Mn₃A_l2Si₃O₁₂), Grossulária (Ca₃Al₂Si₃O₁₂), Andradita (Ca₃(Fe⁺³,Ti)₂Al₂Si₃O₁₂), Uvarovita (Ca_3- Cr₂Al₂Si₃O₁₂), Hidrogrossulária (Ca₃Al₂Si₂O₁₈(SiO₄)_1-m (OH)_4-m)

A identifição das rochas-fonte das granadas pode ser realizada através da discriminação de sua composição através de dois diagramas triangulares distintos, representados pelos vértices: P (Piropo); AlS (Al

= Almandina + S =Espessartita); GAU (G = Grossulária + A = Andradita + U = Uvarovita) e PGAU (P = Piropo + G = Grossulária + A = Andradita + U = Uvarovita).

Os diagrama triangulares P-AlS-GAU e S-Al-PGAU (Fig. 3) discriminam cinco campos composicionais [(A), (B), (C), (D) e (E)] correspondentes a 8 grupos distintos de rochas portadoras de granadas conforme definido abaixo (Sabeen et al. 2002; Morton et al. 2002, 2004, Remus et al. 2004, 2007).

Um pequeno refinamento desta subdivisão foi proposto recentemente por Mange & Morton (2007) onde as granadas do campo B podem ser subdivididas em 2 sub-campos para separar granadas derivadas de rochas ígneas ácidas/intermediárias (Bi) daquelas derivadas de metasedimentos de grau médio/baixo (Bii) por conterem maior teor de Ca. Estes autores propõe ainda a discriminação entre granadas derivadas de metabasitos de alto grau (Ci) daqueles derivados de rochas ultramáficas, piroxenitos e peridotitos (Cii), os últimos, por possuírem teores bem mais elevados de Mg.

A combinação de técnicas analíticas envolvendo microssonda eletrônica (elementos maiores) e ICP- MS laser ablation (elementos traços) permite a deter- minação dos padrões de abundância e distribuição de elementos traços, incluindo terras raras, de granadas detríticas. A aplicação destas técnicas na bacia de Culm (República Tcheca) permitiu a discriminação de granadas detríticas derivadas de granulitos de diferentes fontes, graças aos distintos padrões de terras raras exibido pelas diferentes populações (Copjaková et al. 2005).

Turmalina A turmalina, pelo fato de ser um mineral pe- sado ultra estável e possuir um largo espectro composicional também é um mineral com excelente potencial para discriminar rochas-fonte. A geoquímica da turmalina re- flete o ambiente de sua formação com variações principais entre os elementos Al, Fe, Mg, Ca e Na (Henry & Guidotti 1985, Henry & Dutrow 1992). Este autores propõe a uti- lização de diagramas discriminantes triangulares (Al – Fe

total – Mg e Ca – Fe_total – Mg) para discriminar turmalinas derivadas de vários tipos de rochas-fonte (Fig. 4).

A geoquímica da turmalina aplicada ao estudo da proveniência é menos frequente que o da granada na literatura, mas tem se intensificado nas últimas décadas com a sua utilização em diversas áreas geográficas e em sedimentos de várias idades (Willner 1987; Jiang et al.

1999, Morton et al. 2005, Preston et al. 2002, Li et al.

2004, Nascimento et al. 2007).

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Espinélio cromífero A composição química do espi- nélio cromífero (picotita), frequentemente formado em rochas ultramáficas, discrimina sedimentos derivados de diversos tipos de associações máfico-ultramáficas como p. ex. maciços estratiformes, peridotitos alpi- nos, vulcânicas basálticas além de diferentes tipos de ofiolitos. Os componentes com variações principais e utilizados nos diagramas discriminantes consistem de Cr, Mg e Al e também TiO₂, Fe⁺², Fe⁺³ (Dick & Bul- len 1984, Prichard & Neary 1985 in: Mange & Mor- ton 2007, Cookenboo et al. 1997, Hisada et al. 2004) conforme figura 5. Diversos trabalhos de proveniência sedimentar em diferentes bacias, utilizando geoquímica do cr-espinélio detrítico e outros minerais traçadores de fonte demonstram a aplicabilidade deste mineral (Arai et al. 1997, 2006, Cookenboo et al. 1997, Sciunnach &

Garzanti 1997, Ganssloser 1999, Asiedu et al. 2002a, Preston et al. 2002).

Piroxênio Os piroxênios ocorrem em vários tipos de rochas ígneas (intermediárias até ultramáficas) e meta- mórficas (médio e alto grau dominantemente) cristali- zando num largo campo de condições de P e T (Deer et al. 1992). As variações químicas dos piroxênios estão es- treitamente relacionadas com a composição da rocha de

Figura 3 - Diagramas triangulares P-AlS-GAU e Al-PGAU-S discriminan- do cinco campos composicionais: (A) Granadas com elevado teor de Piro- po (P>20) e baixo teor de Grossularia+Andradita+Uvarovita (GAU<10), derivadas de rochas metamórficas de alto grau (paragnaisses, granulitos e charnockitos). (B) Granadas com teores baixos de Piropo, elevados valores para AlS e teores variáveis de GAU são características de rochas metase- dimentares de baixo a médio grau e incluem alguns granitos. (C) Granadas com elevados teores de Piropo e GAU, derivadas de metabasitos (anfiboli- tos e gnaisses máficos). (D) Granadas com elevados teores de GAU (G>50) e baixos teores de P (<10) são encontradas em metacarbonáticas (rochas metamórficas regionais e de contato; escarnitos). Granadas de rochas al- calinas com elevado teor de Ca (Grossulária e Andradita) podem conter teores de P mais elevados. (E) Granadas com baixos teores de PGAU e elevados valores de Espessartita (S>20) são encontradas em pegmatitos e aplitos graníticos e em alguns granitos. Campos A, B, C e D, conforme definido por Sabeen et al. (2002) e Morton et al. (2002, 2004); campo E conforme definido por Remus et al. (2004, 2007).

Figura 4 - Digrama triangular Al-Fe-Mg com os campos discriminando os diferentes tipos de turmalinas: (1) grani- tóides ricos em lítio, pegmatitos e aplitos; (2) granitóides pobres em lítio, pegmatitos e aplitos; (3) rochas graníti- cas com alteração hidrotermal; (4) meta-pelitos e meta- psamitos aluminosos; (5) meta-pelitos e meta-psamitos pobres em alumínio; (6) Rochas quartzo-turmaliníferas ricas em Fe⁺³, metapelitos e calcico-silicáticas; (7) ul- tramáficas pobres em Ca; (8) meta-carbonáticas e meta- piroxenitos (modificado de Henry & Guidotti 1985).

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origem e ambiente tectônico, sendo possível identificá- los em vários diagramas discriminantes utilizando Mg, Ca, Fe⁺², Fe⁺³, Mn, SiO₂, TiO₂, Al₂O₃ entre outros componentes (Poldevaart & Hess 1951, Le Bas 1962, Nisbet and Pearce 1977, Leterrier et al. 1982). Os processos de intemperismo e diagênese dissolvem considerável parce- la de piroxênios em rochas sedimentares, tornando a aplicabilidade da técnica restrita a sedimentos mais recentes ou em situações onde o piroxênio ficou preservado da dissolução diagenética por cimentação precoce. Mesmo assim, diversos estudos em várias bacias mostram os be- nefícios do estudo da geoquímica dos piroxênios na de- terminação da proveniência (Cawood 1983, 1991, Styles et al. 1995, Arai & Okada 1991, Krawinkel et al. 1999, Lee & Lee 2000, Pinto et al. 2004).

Anfibólio Os anfibólios são mais estáveis que os pi- roxênios no ciclo sedimentar, constituindo um grupo de minerais químicamente complexo e que exibe um amplo espectro composicional. As diversas espécies deste grupo (re)cristaliza num ampla gama de condi- ções P e T e que estão relacionadas diretamente com suas propriedades óticas e composição química (Leake 1978, Mange & Maurer, 1992, Deer et al. 1992, Leake et al. 1997). Algumas espécies podem ser identificadas óticamente com relativa precisão como é o caso dos an- fibólios azuis da série glaucofano-riebeckita que indica derivação de terrenos de alta P/T. Os diferentes tipos de hornblenda (verde, marrom e azul-verde) além da série tremolita-actinolita, podem ser discriminadas óti- camente em análises varietais. No entanto, estudos da composição química dos anfibólios introduzem maior precisão na análise de proveniência com vários exem- plos de aplicação bem sucedida desta técnica (Morton 1991, Schäffer et al. 1997, Von Eynatten & Gaupp 1999, Faupl et al. 2002).

Outros minerais Diversos outros minerais que possuem composição química variável e relacionada a seu ambiente de formação tem sido utilizados, com menor freqüência, na análise de proveniência nas últimas dé- cadas. A geoquímica de grãos individuais, incluindo elementos maiores, traços e composição isotópica, aplicada para discriminar proveniência inclui os seguintes mineras pesados: apatita (Belousova et al. 2002b, Mor- ton & Yaxley 2007); cloritóide (Morton 1991, Loner- gan & Mange-Rajetzky 1994, Nanyama 1997, Von Ey- nattten and Gaupp 1999); epidoto (Gieze et al. 1994, Asiedu et al. 2000a e b, Spiegel et al. 2002); estaurolita (Morton 1991, Nanayama 1997); rutilo (Zack et al.

2004, Meinhold et al. 2008), ilmenita (Darby & Tsang 1987, Basu & Molinari 1991, Grigsby 1992, Schnei- derman 1995); monazite (Suzuki 1991, Kusiak et al.

2006) e zircão (Owen 1987, Heaman et al. 1990, Vavra et al. 1999, Hoskin & Ireland 2000, Balan et al. 2001, Hallsworth et al. 2000, Belousova et al. 2002a, Remus et al. 2004, Hartmann & Santos 2004).

GEOCRONOLOGIA DE MINERAIS PESADOS A obtenção da idade de grãos detríticos individuais dos

sedimentos utilizando micro-análise via microssonda eletrônica ou iônica do tipo SHRIMP (Sensitive High Resolution Ion Microprobe) ou ICPMS – LA (Inducti- vely Coupled Plasm Mass Spectrometry by Laser Abla- tion) aumentou sensivelmente o poder de resolução nos estudos de proveniência. Estes dados conectam diretamente os grãos nos arenitos com a composição ou idade das rocha ígneas ou metamórficas da região-fonte.

Zircão O zircão (ZrSiO₄) é um mineral acessório comum, ultraestável e frequentemente encontrado em as- sembléias de minerais pesados de arenitos e conglome- rados de bacias sedimentares de todas as idades. Este mineral é quimicamente resistente e refratário, sobrevi- vendo aos processos de intemperismo, transporte, dia- gênese e em grande parte do campo do metamorfismo.

O zircão cristaliza com uma elevada razão U/Pb, tendo em vista sua tendência em incorporar grandes quantida- des de U e praticamente nada de Pb inicial, retendo os produtos de decaimento do U e Th, permitindo seu uso como um preciso geocronômetro (Dickin 1997).

O zircão ocorre primáriamente numa gama va- riada de rochas ígneas, sendo mais frequentemente encontrado em rochas ácidas. Nas rochas metamórficas o zircão é um mineral acessório comum em terrenos de alto grau e também encontrado em rochas de alta pressão. Idades obtidas nas diferentes populações de grãos detríticos individuais de arenitos, informam sobre a geocronologia dos distintos eventos formadores de rocha da área-fonte, permitindo discriminar a prove- niência sedimentar com maior precisão. Diversos trabalhos modernos propõe a aplicação da geocronologia do zircão, isoladamente ou em combinação com outros técnicas, o que torna o estudo mais robusto (Remus et al. 2004), para determinar a proveniência de sedimen- Figura 5 - Diagrama discriminante Ti/Fe x Cr/Fe mos- trando os campos composicionais de cr-espinélio de diferentes intrusões ultramáficas (Skye, Rum; Bushveld e Stillwater) comparados com cr-espinélio de ofiolitos (Troodos e Shetland) (modificado de Prichard & Neary 1985 in: Mange & Morton 2007).

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tos em bacias de diversas regiões do planeta (Roback

& Walker 1995, Morton et al. 1996, Sircombe 1999, 2000, Cawood & Nemchin 2000, Hallsworth et. al, 2000, Fedo et al. 2003, Link et al. 2005)

Monazita A monazita é um fosfato de Ce, La, e Th e ocorre primariamente como mineral acessório em rochas metasedimentares, granitos, sienitos, rochas alcalinas, pegmatitos e determinadas rochas hidrotermais (Chang et al. 1998, Spear & Pyle 2002). Nas rochas sedimentares a monazita detrítica ocorre tipicamente como grãos equigranulares, subédricos a arredondados, reistentes aos processos de intemperismo e dia- gênese (Mange & Maurer 1992, Morton & Hallsworth 1994). A monazita é um mineral relativamente macio (dureza 5) e não resiste aos processos de reciclagem como o zircão. Em conseqüência, a monazita registra em geral, os últimos eventos formadores de rocha no embasamento.

A monazita geralmente possui domínios composicionais distintos (5-10 µm) representando cresci- mentos sucessivos do mineral e registrando os vários eventos da rocha encaixante, auxiliando na construção da história termo-tectônica de uma determinada região.

A datação dos vários eventos no interior do grão, pode ser realizada, em situações favoráveis, pelo método CHIME (chemical Th-U-Pb total) através da microssonda eletrônica ou ainda por técnicas isotópicas via microssonda iônica ou Laser Ablation ICP-MS (Suzuki et al. 1991, Spear & Pyle 2002, Kohn et al. 2005, Alei- nikoff et al. 2006, Hinchey et al. 2007). A utilização da monazita na análise de proveniência é ainda restrita a poucos casos estudados (Evans et al. 2001, Van Wyck

& Norman 2004, Kusiak et al. 2006).

Outros minerais pesados possuem potencial para obtenção de idades geocronológicas em situações favoráveis (teores adequados de U e Pb), entre os quais destacam-se a titanita, rutilo e apatita. Tais minerais são ainda muito pouco utilizados como gecronômetros na análise de proveniência sedimentar.

TERMOCRONOLOGIA POR TRAÇOS DE FIS- SÃO A aplicação da termocronologia por traços de fissão em estudos de proveniência pode ser realizada em apatitas e zircões (Gallagher et al. 1998). A apatita, é o fosfato natural mais abundante da terra, cuja composição é Ca₅(PO4)₃(F, OH, Cl) e o zircão, como citado acima é um mineral acessório comum e estável. Os sedimentos compostos de grãos detríticos podem conter traços de fissão pré-existentes e assim registrar informações sofre as fontes originais desses minerais. A estabilidade e a retenção dos traços de fissão não são sensíveis aos processos intempéricos físicos, porém dependem da his- tória térmica sofrida pelas rochas das áreas-fonte e após deposição, os traços também podem registrar a história térmica das bacias. No caso da apatita, a aplicação do método é relativamente limitada, pois com o aumento de temperatura, à medida em que os sedimentos são soter- rados, os traços começam a registrar a história da bacia.

Tipicamente a estabilidade térmica dos traços em apatita

é compreendida entre 60-110°C. Como em geral, estima- se que a partir de 60°C-70°C começa a história de soterramento na bacia, estas temperaturas equivalem normal- mente à 2 km de soterramento. Por outro lado, o zircão, cuja temperatura de bloqueio é mais alta (200-320°C), a aplicação do método com este mineral é mais robusta e o registro da área fonte é mais efetivo. Quando há a possibilidade de aplicar o método dos traços de fissão em estudos de proveniência, pode-se obter as seguintes informações: identificação de múltiplas fontes de sedimentos; duração da máxima paleo-temperatura sofrida pelo sedimento hospedeiro; determinação do “lag time”:

diferença entre a idade deposicional e a idade de ero- são da rocha fonte; identificação de inversão e máxima paleotemperatura. Vários trabalhos bem sucedidos foram realizados com a aplicação da termocronologia por traços de fissão em estudos de proveniência, mostrando o potencial dessa técnica (Raza et al. 1999, Carter & Bris- tow 2000, 2003, Ventura et al. 2001).

Os pelitos na análise de proveniência Na determi- nação da proveniência dos sedimentos, paralelamente aos estudos voltados para os arenitos, a tendência atual é a análise complementar com uso mais intensivo da fração fina dos pelitos. Na metodologia de análise dos pelitos emprega-se desde observações de campo e dos elementos estratigráficos (paleocorrentes, cor, estrutu- ras sedimentares) até técnicas mais sofisticadas de natureza mineralógica e geoquímica (Potter et al. 2005).

Destacam-se entre as técnicas a petrografia realizada em lâmina delgada com ênfase para identificação dos grãos que compõem a matriz, aspectos texturais das argilas e mesmo separação de minerais detríticos para análise dos cristais isolados, como o zircão, utilizado na determinação das idades via SHRIMP. Igualmente, a baixa resolução do microscópio ótico, leva necessaria- mente ao emprego mais intenso da análise por micros- copia eletrônica de varredura (MEV), tanto no modo de elétrons retro espalhados (BSE), como elétrons se- cundários (SE), complementado com dispositivos de identificação e quantificação dos elementos químicos, como os analisadores por dispersão em energia (EDS).

Os estudos mineralógicos da fração fina e conseqüen- te caracterização das argilas são realizados através da difratometria de raios-X (XRD). Em pelitos, o estudo de proveniência também apóia-se em técnicas geoquí- micas como a análise de elementos maiores, menores e traços, principalmente com o uso de razões e índices de elementos químicos para a determinação de parâ- metros como intensidade de intemperismo (Nesbit &

Young 1982, Lee 2002) e nível de contribuição de rochas máficas e félsicas para a formação dos pelitos, na forma de razões Th/Sc e Zr/Cr (Ishiga et al. 1999). En- tre os elementos traços, a análise das concentrações dos elementos terras raras é importante devido ao não fracionamento destes elementos na maioria dos processos sedimentares (McLennan 1989). Por fim, empregam-se estudos isotópicos, entre os quais a razão ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr que fornece informações sobre a razão de fontes vulcânicas e cratônicas, e o T_DM que fornece uma idade modelo

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para os terrenos que serviram de áreas fontes para os pelitos (Walter et al. 2000).

Os constituintes finos das seqüências sedimentares são formados majoritariamente por argilominerais. Na comparação com a fração areia, reconhecida- mente a fração argila tem maior susceptibilidade de ser modificada quimicamente e mineralogicamente, tanto na origem pelos processos de intemperismo ou posteriormente pela influência da diagênese. Nos sedimentos atuais, os minerais de argila possuem uma origem dominantemente detrítica (Hathaway 1972), sendo que a composição mineralógica das argilas, erodidas dos con- tinentes e transportadas para as bacias de sedimentação, é controlada por três grandes fatores: 1) mineralogia da rocha fonte, 2) mineralogia dos solos desenvolvidos a partir da rocha fonte e, 3) tipo de transporte dos produtos de erosão (rios, ventos, correntes oceânicas). Iso- ladamente, a interpretação de cada um destes fatores é complexa. Adicionalmente, a dinâmica dos processos geológicos aumentam esta complexidade com a possibilidade de retrabalhamento e de modificações composicionais geradas pela diagênese.

Em síntese, a contribuição do estudo das argilas na análise dos ambientes sedimentares ocorre em duas grandes áreas: 1) caracterização do regime de de- posição através da identificação das espécies de argilas autigênicas e, 2) identificação dos processos de transporte de sedimentos, dispersão e proveniência através do estudo dos minerais detríticos de argila. Um exemplo clássico do uso de minerais autigênicos de argila é a associação da glauconita como indicadora de ambientes de deposição do tipo marinho raso. Um outro exemplo, envolvendo a origem detrítica dos minerais de argila nos sedimentos atuais, é a sua distribuição nos oceanos, que mostra, em larga escala, um zoneamento com a latitude e, conseqüentemente exprime as varia- ções de clima (Windom 1976). Nos sedimentos marinhos atuais, a caolinita se concentra em sedimentos marinhos localizados na zona do equador ou em baixas latitudes, sendo, em sua grande maioria, proveniente da erosão de solos desenvolvidos em clima úmido a partir de diferentes substratos rochosos submetidos a intenso intemperismo químico. Por outro lado, a clorita é um filossilicato pouco resistente ao intemperismo químico mas, que tende a permanecer nos perfis desenvolvidos em regiões, cujo intemperismo é dominantemente físi- co. Conseqüentemente, nos sedimentos atuais a clorita é um constituinte menor ou ausente nas baixas latitudes, mas, freqüente em sedimentos marinhos oriundos de latitudes mais altas.

Cuidado especial deve ser tomado nas interpre- tações, pois a origem de um mineral de argila em sedimentos pode estar relacionada com mais de uma possibilidade. Chamley (1989) ilustra as dificuldades de determinar a proveniência de sedimentos somente com o uso de argilas, mostrando que uma esmectita pode se originar a partir de até seis fontes diversas, além da pró- pria formação autigênica “in situ” na bacia sedimentar.

Embora, o estudo isolado das argilas apresente com- plicações para a interpretação da proveniência, quando

em associação com outros estudos químicos, minera- lógicos e paleontológicos torna-se de grande utilidade para a determinação da área fonte e dos mecanismos de dispersão dos sedimentos. Hillier (1995) salienta que, a medida que os sedimentos se litificam com o soterramento, as mudanças minerais se direcionam no sentido de obscurecer a composição química original e dificul- tar a determinação do ambiente de origem das argilas.

Casos estudados nas bacias costeiras do Brasil Os estudos de proveniência sedimentar em bacias brasileiras é relativamente escasso tendo tomado impulso, recentemente, com projetos em parceria com a PETROBRAS, indústrias privadas da área de hidrocarbonetos e univer- sidades, focalizando alguns setores das bacias de Cam- pos, Espirito Santo, Jequitinhonha, Santos e Pelotas.

BACIA DE CAMPOS No Campo de Jubarte, Bacia de Campos (Fig. 6) a utilização de técnicas integradas (petrografia do arcabouço, análise de minerais pesados convencional, composição química da granada e geocronologia de zircão - via laser ablation ICP-MS), em dois poços selecionados, permitiram a identificação dos terrenos-fonte e a rota de suprimento das areias de água profunda do Maastrichtiano (Fontanelli 2007, Fonta- nelli et al. no prelo).

Os arenitos de Jubarte, estudados pelos autores, possuem composição feldspática, são pobremente selecionados indicando transporte rápido, provenientes de terrenos soerguidos de embasamento (sensu Dickinson 1985). A composição das assembléías de minerais pesados deste arenitos (granada, cianita, apatita, turmalina e zircão e minoritáriamente silimanita, estaurolita, andaluzita, monazita entre outros) além da composição das granadas e idades dos zircões, indicam proveniência a partir de rochas metamórficas de alto e médio grau, derivadas de metassedimentos siliciclásticos - incluindo metapelitos saturados em Al, granitóides e minoritária- mente rochas máficas pertencentes ao Domínio Tectôni- co Cabo Frio e ao Domínio Costeiro do terreno Oriental do Orógeno Ribeira (Fontanelli 2007, Fontaneli et al. no prelo).

Estes autores identificam ainda a direção domi- nante de suprimento sedimentar de SW para NE, baseados na presença de abundante cianita no Domínio Tec- tônico Cabo Frio (Fig. 6). Concluem ainda, baseados nas evidências de indice ZTR baixo (< 10%), ausência de fragmentos metassedimentares e minerais pesados de baixo grau, que no final do Cretáceo os processos erosivos já haviam removido completamente as rochas supracrustais de baixo grau, expondo os terrenos plutô- nicos da infraestrutura. Em conseqüência, a composi- ção quartzo-feldspática resultante favoreceu a qualidade dos reservatórios resultantes.

A presença persistente de cianita em diversas amostras estudadas, combinado com ZTR baixo e a imaturidade textural dos arenitos, indica que, o Ter- reno Cabo Frio cavalgava para oeste sobre o Terreno Oriental e possuía extensão bem maior para NE, antes do Cretáceo. O soerguimento e erosão deste região re-

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moveu grande parte do Terreno Cabo Frio, o único que contém cianita neste domíno tectônico.

A área-fonte dos arenitos do Campo de Jubarte era tectonicamente ativa, relativamente próxima a bacia e afetada por soerguimento rápido, permitindo a erosão de

grandes volumes de sedimentos sob regimes de intemperismo químico relativamente brando. A variação de alta freqüência do índice ATi mostra derivação direta dos arenitos de Jubarte a partir de um sistema aluvial relativamente próximo (Fontanelli 2007, Fontaneli et al. no prelo).

Figura 6 - Geologia dos estados do Rio de Janeiro e Espírito Santo. 1- Cin- turões do Arqueano e Paleoproterozóico; 2 – Terreno Ocidental – unidades Paleoproterozóicas; 3 – Complexo Região dos Lagos. Unidades Neoprote- rozóicas: 4 – Meta-ultramáficas; 5- Grupo Rio Doce; 6 – Complexo Kin- zigítico; 7 – Unidades Búzio e Palmital; 8- Granitos pré-solicionais (Suíte G1); 9- Charnockitóides indiferenciados; 10 – Granitóides sin-colisionais (suítes G2 e G3); 11- Granitóides pós-colisionais (suítes G4 e G5); 12 – Intrusões Alcalinas cenozóicas; 13 – Sedimentos do Neógeneo. CF: Li- mite tectônico do terreno Cabo Frio; G: Falha Guaçuí; V: Zona de falha Vitória-Colatina. As setas indicam a direção de transporte das areias para a bacia no Maastrichtiano (modificado de Fontanelli 2007).

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BACIA DE ESPÍRITO SANTO A aplicação de técni- cas integradas de petrografia, análise de minerais pesados, incluindo geocronologia de zircão e monazita – via SHRIMP e laser ablation ICP-MS, respectivamente, em diversos poços selecionados da Bacia de Espirito Santo (Fig. 7) permitiram a identificação das principais áreas- fonte e a distribuição dos sedimentos arenosos na bacia desde o Cretáceo inferior até o Mioceno. Os arenitos da Bacia do Espírito Santo, estudados pelos autores, possuem composição feldspática e são provenientes de terrenos soerguidos de embasamento na classificação de Dickinson (1985), com algumas amostras de seqü- ências mais jovens mostrando composição mais quart- zosa. A persistência da composição feldspática do Cre- taceo inferior até o Terciário indica atividade tectônica repetida, com soerguimento recorrente dos terrenos do embasamento na área-fonte (De Ros et al. inédito).

As assembléías de minerais pesados são domina- das por granadas derivadas, principalmente de terrenos metassedimentares de alto grau metamórfico, e minoritá- riamente de granitos do tipo S. A presença relativamente freqüente de cianita em diversas amostras, além da ocor- rência de silimanita, andaluzita e estaurolita, indica de- rivação de metapelitos ricos em Al de alto a médio grau metamórfico encontrados em terrenos metassedimentares do embasamento da costa leste (Complexo Paraíba do Sul e Terreno Cabo Frio conforme definidos por Pe- drosa Soares et al. 2001, Heilbron et al. 2004, Schmitt

& Trouw 2004). Minerais máficos (hornblena, tremolita-

actinolita, epidoto e clorita) são minoritários na assem- bléia, indicando pequena contribuição de rochas máficas.

Os padrões de distribuição dos minerais pesados, com aparecimento de estaurolita nas seqüências mais jovens, sugere que os processos de erosão no Cretáceo inferior denudaram inicalmente as associações de rochas mais próximas da linha de costa da época, notadamente o Complexo Paraíba do Sul do terreno Oriental e foram gradativamente interiorizando, de modo a alcançar rochas do Grupo Rio Doce (Remus inédito).

Adiconalmente, estudos de termocronologia por traços de fissão em apatitas na Bacia do Espírito Santo permitiram identificar as diferentes idades de soerguimento e erosão da área-fonte. A comparação dos resultados da bacia com aqueles do embasamento, mostraram-se consistentes entre si, e os eventos marcados na bacia também foram observados no embasamento, com idades de 18-19 Ma, 45-55Ma, interpretados como grandes pulsos de soerguimento no embasamento adjacente (Vignol-Lelarge inédito).

Idades U-Pb em zircões detríticos dos arenitos mostram valores dominantes do final do Ciclo Brasiliano (400-600 Ma). Zircões Paleoproterozóicos e Arqueanos são subordinados e indicam origem de grãos reciclados, incorporados no interior de rochas metassedimentares brasilianas com idades herdadas de rochas–fonte pri- márias. A ausência de monazitas detríticas mais antigas que ~ 630 Ma indica que as áreas-fonte dos arenitos estudados eram exclusivamente do cinturão Brasiliano

Figura 7 - Geologia do embasamento adjacente as bacias do Espírito Santo e Jequitinhonha mostrando a distribuição dos principais terrenos-fonte (modificado de Delgado & Pedreira 1994 e Oliveira et al. 1997).

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e que os zircões Arqueanos e Paleoproterozóicos são reciclados e herdados dos metassedimentos. Em conse- qüência, a área-fonte dos arenitos estudados está limitada aos terrenos Oriental e Cabo Frio e não alcançou o Terreno Ocidental (Remus inédito).

BACIA DO JEQUITINHONHA Os estudos de prove- niência em diversos poços na Bacia de Jequitinhonha (Fig. 7) com a integração de várias técnicas, mostram um padrão de erosão com denudação progressiva de rochas da cobertura, iniciando com rochas metamórficas de baixo grau (Grupo Rio Pardo), conforme indicado pela pre- sença de cloritóide, abundância de clorita e litoclastos de filitos nos arenitos do Aptiano (De Ros et al. inédito).

A presença de amostras com paragêneses contendo cianita, andaluzita e zircões derivados de grani- tóides com idades do final do Ciclo Brasiliano (550-530 Ma) é um indicador da participação de áreas-fontes relacionadas as unidades Macaúbas-Espinhaço, mais dis- tantes e interiorizadas. Estes parâmetros indicam que o precursor do Rio Jequitinhonha foi provavelmente um sistema de drenagem ativo desde o final do Cretáceo inferior, que contribuia para a sedimentação da Bacia do Jequitinhonha (Remus inédito).

As assembléias dos minerais pesados mostram um trend geral de incremento da participação de rochas- fonte félsicas (gnaisse félsicos, granitóides e pegmatitos) indicado pela aumento da proporção de zircão + monazita + xenotímio + turmalina na sequencias mais jovens. Na medida que a erosão progride no Abiano- Cenomaniano a contribuição dos terrenos epimetamór- ficos diminui e incrementa a participação dos terreno de alto grau metamórfico (Remus inédito). Este trend é consistente com a maior frequência de litoclastos de epimetamorfitos e cloritóide, nas seqüências mais antigas e escassez destes componentes nas seqüências mais jovens. Tal padrão indica uma composição quartzo-fel- dspática para os potenciais reservatórios turbidititos do Terciario nesta bacia (De Ros et al. inédito).

BACIA DE SANTOS Estudos varietais da granada detrítica, via microssonda eletrônica, em amostras de arenitos de diversos poços da Bacia de Santos (Fig. 8) mostram variações composicionais temporais e espa- ciais importantes nas diversas seqüências da bacia (Re- mus inédito). As cinco seqüências estudadas possuem importante contribuição de granadas derivadas de terrenos metamórficos de alto grau (tipo A) com contribui- ção subordinada de granadas do tipo B (baixo a médio grau metamórfico e granitos do tipo S). A Seqüência III possui importante contribuição de granadas com forte componente grossulária (granadas do tipo D), indicando derivação de terrenos-fonte contendo rochas metacar- bonáticas, escarnitos e/ou litologias relacionadas. Nesta mesma seqüência aparecem, pela primeira vez na bacia, granadas derivadas de pegmatitos graníticos (tipo E).

Por outro lado, a Seqüência IV posssui uma importante contribuição dada pela população de granadas do tipo C, derivadas de metabasitos (gnaisses máficos e anfibolitos) praticamente ausente, ou pouco representada, nas outras seqüências (Fig. 9). Tais variações composicionais estão

Figura 8 - Localização da Bacia de Santos, no contexto das bacias costeiras brasileiras, mostrando a geologia simplificada do embasamento adjacente.

Figura 9 - Composição das granadas detríticas de amostras de arenitos das seqüência III e IV da Bacia de Santos. A Seqüência IV possui ex- pressiva representação de granadas derivadas de metabasitos enquanto que na Seqüência III ocorre uma mudança de proveniência indicado pela presença de granadas derivadas de ro- chas metacarbonáticas (campo D) e de apli- tos e pegmatitos graníticos (campo E) ausentes na Seqüência IV. As duas seqüências possuem granadas derivadas de rochas metamórficas de alto e médio/baixo graus dos campos A e B, respectivamente (limites dos campos conforme Fig. 3).

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diretamente ou indiretamente relacionadas ao potencial destas areias para formarem arenitos-reservatório. Areias derivadas de terrenos de alto-grau (granadas do campo A), possuem melhor potencial para formarem reserva- tórios de alta qualidade, quando comparadas com areias derivadas de terrenos de baixo a médio grau (granadas do campo B), terrenos com metacarbonáticas e escarnitos (granadas do campo D), e metabasitos - indicados por granadas do campo C (Remus et al. 2007).

CAMPO DE MEXILHÃO Os arenitos do campo de Mexilhão na Bacia de Santos são caracterizados por conterem elevada abundância de clorita (até ~ 30%) de origem diagenética. Estudos de proveniência nestes sedimentos, utilizando a combinação de análise convencional de minerais pesados, composição da granada e composição química de rocha total além de fração argila, isótopos de Sm/Nd em arenitos e pelitos, indicaram uma derivação a partir de rochas do Terreno Oriental, dominantemente do Arco Magmático Rio Negro.

BACIA DE PELOTAS Estudos de proveniência sedimentar na porção superficial da Bacia de Pelotas (Fig.

10), utilizando composição química das granadas, mostraram a presença de cinco populações para os se-

dimentos quaternários da Bacia de Pelotas e que cor- respondem a litologias encontradas no Escudo Sul-rio- grandese adjacente (Fig. 11) (Splendor & Remus 2005, Splendor et al. no prelo). A população mais freqüente e abundante consiste de granadas ricas no componente piropo, indicando áreas-fonte de terrenos de alto grau metamórfico, granulitos, gnaisses peliticos e charnockitos. Granadas deste tipo ocorrem no Complexo Santa Maria Chico do Bloco Taquarembó do embasamento adjacente (Hartmann et al. 2000). No entanto, as drenagens atuais que desembocam no Rio Camaquã e desa- guam na Lagoa dos Patos não alcançam estes granulitos que encontram-se atualmente num alto estrutural. Siste- mas de drenagem que captam sedimentos nestas litologias consistem de rios que correm, atualmente, para W e NW e desembocam no Rio Uruguai ou, para SW em direção ao território do Uruguai e desembocam no Oce- ano Atlântico. Desta forma, e tendo em vista a deriva de Sul para Norte das correntes litorâneas, conclui-se que a área-fonte destas granadas envolveu estes últimos sistemas de drenagens (SW), com importante contribui- ção de sedimentos derivados dos terrenos de alto-grau (granulitos pré-brasilianos) do Cinturão Valentines, lo- calizado mais a sul no território do Uruguai.

Figura 11 - Composição química das grana- das detríticas dos sedimentos da porção su- perficial da Bacia de Pelotas (a) comparada com as granadas das diferentes litologias do Escudo Sul-riograndense (b). As granadas derivadas de terrenos de alto grau metamór- fico (campo A) são as mais freqüentes nas amostras da Bacia de Pelotas. Os campos são os mesmos da figura 3; n = número de grãos analisados (modificado de Splendor & Remus 2005 e Splendor et al. no prelo).

Figura 10 - Localização das amostras dos sedimentos inconsolidados estudados da porção superficial (Qua- ternário) da Bacia de Pelotas (modificado de Martins,et al. 1978 in: Splendor & Remus 2005). A seta indica a direção de dispersão sedimentar do Quaterário e Re- cente.