UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS
THIAGO PEREIRA ARAÚJO
SISTEMA FLUVIAL OU DOMINADO POR MARÉ? ESTUDOS DE PROCESSOS DE SEDIMENTAÇÃO E ARQUITETURA DEPOSICIONAL NO CANYON DO GUARTELÁ, FORMAÇÃO FURNAS, DEVONIANO INFERIOR, BACIA DO PARANÁ,
BRASIL
CAMPINAS 2016
THIAGO PEREIRA ARAÚJO
SISTEMA FLUVIAL OU DOMINADO POR MARÉ? ESTUDOS DE PROCESSOS DE SEDIMENTAÇÃO E ARQUITETURA DEPOSICIONAL NO CANYON DO GUARTELÁ, FORMAÇÃO FURNAS, DEVONIANO INFERIOR, BACIA DO PARANÁ,
BRASIL
DISSERTAÇÃO APRESENTADA AO INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS DA UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE MESTRE EM GEOCIÊNCIAS NA ÁREA DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS
ORIENTADOR: PROF. DR. GIORGIO BASILICI
ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO FINAL DA DISSERTAÇÃO DEFENDIDA PELO ALUNO THIAGO PEREIRA ARAÚO E ORIENTADA PELO PROF. DR. GIORGIO BASILICI
CAMPINAS 2016
Agência(s) de fomento e nº(s) de processo(s): CNPq, 130423/2014-9
Ficha catalográfica
Universidade Estadual de Campinas Biblioteca do Instituto de Geociências Cássia Raquel da Silva - CRB 8/5752
Araújo, Thiago Pereira,
Ar15s AraSistema fluvial ou dominado por maré? Estudos de processo de
sedimentação e arquitetura deposicional no Canyon do Guartelá, Formação Furnas, Devoniano Inferior, Bacia do Paraná, Brasil / Thiago Pereira Araújo. – Campinas, SP : [s.n.], 2016.
AraOrientador: Giorgio Basilici.
AraDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto de Geociências.
Ara1. Sedimentos e depósitos. I. Basilici, Giorgio,1959-. II. Universidade Estadual de Campinas. Instituto de Geociências. III. Título.
Informações para Biblioteca Digital
Título em outro idioma: Fluvial or tidal-dominated system? Studies of sedimentation
process and depositional architecture of the Guartelá Canyon, Furnas Formation, Early Devonian, Paraná Basin, Brazil
Palavras-chave em inglês:
Sediments and deposits
Área de concentração: Geologia e Recursos Naturais Titulação: Mestre em Geociências
Banca examinadora:
Giorgio Basilici [Orientador] Celso Dal Ré Carneiro Paulo César Boggiani
Data de defesa: 26-02-2016
Programa de Pós-Graduação: Geociências
UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS NA ÀREA DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS
AUTOR: Thiago Pereira Araújo
“Sistema Fluvial ou Dominado por Maré? Estudos de Processos de Sedimentação e Arquitetura Deposicional no Canyon do Guartelá, Formação Furnas,
Devoniano Inferior, Bacia do Paraná, Brasil
ORIENTADOR: Prof. Dr. Giorgio Basilici
Aprovado em: 26 / 02 / 2016
EXAMINADORES:
Prof. Dr. Giorgio Basilici – Orientador
Prof. Dr. Celso Dal Ré Carneiro
Prof. Dr. Paulo César Boggiani
A Ata de Defesa assinada pelos membros da Comissão Examinadora, consta no processo de vida acadêmica do aluno.
DEDICATÓRIA
A mulher mais doce e gentil Avó Maria Salete
AGRADECIMENTOS
Agradecimentos ao Instituto Ambiental do Paraná (IAP), que permitiu a realização dos trabalhos de campo no Canyon do Guartelá.
À coordenação do Parque Estadual do Guartelá, pelo apoio logístico cedidos aos pesquisadores.
Ao meu orientador Prof. Dr. Giorgio Basilici por acreditar na força desse trabalho e prestar ajuda com todo o auxílio que foi necessário.
Ao Programa de Pós-Graduação em Geociências da UNICAMP, que forneceu o auxílio financeiro para os trabalhos de campo e também pelo espaço utilizado para serviços de escritório.
Ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq) que forneceu bolsa de estudo ao longo projeto.
Destino não é uma questão do acaso, é uma questão de escolha não é algo a ser esperado é algo a ser realizado
SÚMULA/BIOGRAFIA Thiago Pereira Araújo 1. Formação
Graduação em geologia – Universidade Federal do Amazonas (UFAM) (jan/2008 à abr/2013).
Pós-graduação em geologia / Mestrado – Universidade Estadual de Campinas (UNICAMP) (Mar/2014 a Fev/2016).
2. Atividades desenvolvidas durante a graduação
Bolsista (CNPq) no programa PIBIC, com o trabalho “Petrografia da fase sulfetada no granito Martins Pereira, sudeste de Roraima”, de Agosto de 2011 a agosto de 2012, tendo como orientadora a professora Dra. Carolina Michelin de Almeida.
Bolsista no programa PET, de junho de 2008 até abril de 2013, tendo como orientador o professor Dr. Clauzionor Lima da Silva.
Monitor com bolsa, da disciplina Geofísica I, realizada no segundo semestre de 2012, tendo como orientador os professores Dr. Rutenio Luiz Castro de Araújo e professor Dr. João da Silva Carvalho. Total 146 horas.
Participação no Projeto de “Divulgação das Geociências nas Escolas de Ensino Médio de Manaus (AM)” coordenado pelo professor Dr. Clauzionor Lima da Silva no primeiro semestre de 2009, promovido pela Pró-Reitoria de Extensão e Interiorização, da Universidade Federal do Amazonas.
Participação no Projeto de “Divulgação do curso de geologia junto a semana nacional de ciência e tecnologia” coordenado pelo professor Dr. Clauzionor Lima da Silva no segundo semestre de 2010, promovido pela Pró-Reitoria de Extensão e Interiorização, da Universidade Federal do Amazonas, Manaus (AM).
3. Atividades desenvolvidas durante a Pós-graduação
Participação no mini-curso “Evidências neotectônicas na Amazônia com base na integração de dados multi-sensores e geológicos” ministrado pela pesquisadora Dra. Dilce de Fátima Rosseti do Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE). Realizado no Instituto de geociências da UNICAMP, em 09 de Maio de 2014, com carga horária de 3 horas.
Participação no mini-curso “Dinosaurios y sus huevos: conceptos erroneos y pensamiento evolutivo”, ministrado pelo Dr. Lucas Ernesto Fiorelli, do
CRILAR/CONICET, Anillaco, La Rioja (Argentina), realizado no Instituto de Geociências da UNICAMP, nos dias 3 a 4 de Março de 2015, com carga horária de 8 horas.
Participação no curso “Petroleum exploration challenges” ministrado pelo Dr. Bernard Fourcade e organizado pela Total Professeurs Associés (TPA), Total Lubrificantes do Brasil e Hutchinson Brasil, realizado na UNICAMP em 21 a 25 de Setembro de 2015, com carga horária de 30 horas.
Participação do Programa de Estágio Docente - Pós-Graduação - PED, no Grupo C - Atividades de Apoio a Docência Parcial, no primeiro período letivo de 2015, com carga horária de 08 horas semanais, sob supervisão do Prof. Dr. Wanilson Luiz Silva, do Instituto de Geociências da UNICAMP.
4. Experiência Profissional
Estágio supervisionado em Geologia junto a Empresa Petróleo Brasileiro S.A (PETROBRAS), no período de 28 de Maio a 31 de Outubro de 2012, com carga horária de 678 horas. Atividades; Descrição de testemunhos de sondagem e amostra de calha, interpretação de perfis elétricos, construção de seções estratigráficas
5. Simpósios, congressos e eventos
Participação e apresentação de painel “Estudo de processos de sedimentação e arquitetura deposicional em arenitos da Formação Furnas, Região Sudeste da Bacia do Paraná, Brasil” no 14º Simpósio de Geologia do Sudeste, 8º Simpósio do Cretáceo do Brasil e VI Simpósio Nacional de Ensino e História de Ciências da Terra (GEOSUDESTE 2015), realizado pela Sociedade Brasileira de Geologia, de 26 a 29 de Outubro de 2015, Campos do Jordão, São Paulo.
Participação no 12º Simpósio de Geologia da Amazônia, realizado pela Sociedade Brasileira de Geologia e Universidade Federal de Roraima, de 02 a 05 de Outubro de 2011, em Boa Vista, Roraima.
Participação no 45º Congresso Brasileiro de Geologia, realizado pela Sociedade Brasileira de Geologia, de 26 de Setembro a 01 de Outubro de 2010, em Belém, Pará.
Participação no 46º Congresso Brasileiro de Geologia e 1° Congresso de Geologia dos Países de Língua Portuguesa, realizado pela Sociedade Brasileira de
Geologia e pela Sociedade Geológica de Portugal, de 30 de Setembro a 05 de Outubro de 2012, em Santos, São Paulo, com apresentação do painel “Petrografia da fase sulfetada no granito Martins Pereira, sudeste de Roraima”, na sessão Técnico - Cientifica mineralogia, química mineral e inclusões fluidas.
Participação na I Semana de Estudos Geológicos, realizado pela Universidade Federal do Amazonas, de 24 a 28 de Maio de 2010, em Manaus, Amazonas.
Participação na II Semana de Estudos Geológicos, realizado pela Universidade Federal do Amazonas, de 22 a 26 de Agosto de 2011, em Manaus, Amazonas.
Participação na III Semana de Estudos Geológicos e I Semana de Engenharia de Gás e Petróleo, realizado pela Universidade Federal do Amazonas, de 28 de Maio a 01 de Junho de 2012, em Manaus, Amazonas.
Participação como expositor em estande durante a realização da V Semana Nacional de Ciência e Tecnologia no Amazonas, realizada pelo Ministério da Ciência e Tecnologia, de 13 a 17 de Outubro de 2008, em Manaus, Amazonas.
RESUMO
Dissertação de Mestrado Thiago Pereira Araújo
A Formação Furnas, estudada na região do Canyon do Guartelá, é constituída por arenitos de granulometria de média a grossa ou muito grossa, moderadamente a mal selecionados, com grãos subangulares compostos predominantemente por quartzo e menor quantidade de feldspato. Estratificações cruzadas de grande e médio porte são as estruturas sedimentares mais comuns nessa unidade. As paleocorrentes apresentam pouca variação no sentido de migração, predominante para S e SW. A sobreposição das litofácies representa o empilhamento de barras de canal, confirmada pela análise dos elementos arquiteturais. As evidências constituem alguns dos principais argumentos que são contrários a uma interpretação de sistemas dominados por marés encontrados na literatura. O sistema deposicional é mais compatível com um padrão de migração de rios entrelaçados, formando estruturas como canais e barras fluviais.
ABSTRACT Master degree dissertation
Thiago Pereira Araújo
The Furnas Formation, studied in Guartelá Canyon consists of medium- to coarse-grained or very coarse-grained sandstone, moderately- to poorly-sorted, with grain subangular composed predominantly of quartz and feldspar less. Large cross stratification and medium-size cross stratification are the most common sedimentary structures this sedimentary unit. The paleocurrent show little variation in the direction of migration, predominantly for S and SW. Overlapping lithofacies is stacking channel bars, confirmed by analysis of the architectural elements. Evidences are some of the main arguments that are contrary an interpretation of tidal-dominated systems in the literature. The depositional system is more compatible with a migration pattern of braided rivers, forming structures like channels and bars.
LISTA DE FIGURAS
Figura 1. Diagrama de velocidade/granulometria mostrando os campos de estabilidade das formas de leito (Modificado de Ashley, 1990). ... 21
Figura 2. Fotografia (acima) e sua interpretação no painel bidimensional (abaixo), informações importantes para a definição de elementos arquiteturais. ... 28
Figura 3. Mapa de localização e mapa geológico da área de estudo (Base de dados CPRM, 2004). ... 29
Figura 4. Carta estratigráfica das sequências ordovício-siluriana e devoniana da Bacia do Paraná (Modificado de Milani et al., 2007). ... 31
Figura 5. Mapa da Bacia do Paraná com os locais de ocorrência dos afloramentos da Formação Furnas (Base de dados CPRM, 2004). ... 32
Figura 6. A - Camadas formadas por sets tabulares com contato planar com a base. B - Alguns sets são limitados por grânulos a seixos recobertos por laminações de areia fina (acima da linha tracejada). C – Alternância na granulometria do foreset entre areia média (seta branca) e areia grossa (seta amarela). D - Acúmulo de grãos na base dos foreset, (indicado pela seta amarela). E - Grande estratificação cruzada planar cortada por uma superfície de reativação (indicada pela seta amarela). F - Diagrama de rosetas indicando paleocorrentes bimodais para S e SW. ... 35
Figura 7. No primeiro exemplo (acima), correntes unidirecionais formam estratificações cruzadas com contato angular com a base do set. Nos exemplos subsequentes, com o aumento da atuação de fluxos reversos a estratificação cruzada assumi um contato tangencial com a base do set, gerando counter-current
ripples que cavalgam a face de deslizamento da duna (Nichols, 2009). ... 37
Figura 8. A - estratificação cruzada com contato angular. B - Esquema interpretativo de A para melhor visualização da sobreposição dos sets. C - Estratificação cruzada tangencial cortada por superfície de reativação. D - Paleocorrentes predominantes para SW. ... 38
Figura 9. A e B - Sets simples de estratificação cruzada de baixo ângulo, com formado sigmoidal, que ocorrem sobre as grandes superfícies limitando os grandes corpos de areia, geralmente as camadas sofrem erosão mais rápida que outras camadas e por isso são geralmente encontradas em reentrâncias horizontais na rocha. ... 39
Figura 10. No detalhe a passagem progressiva da laminação cruzada para laminação plano-paralela na Formação Kaimur, Índia (Chakraborty & Bose, 1992). 40
Figura 11. A - Estratificações de baixo ângulo passando para plano-paralelo em camadas de 0,18 a 0.30 m. B- Esquema interpretativo de A onde é possível observar a diminuição do ângulo de declividade do foreset para cima. ... 41
Figura 12. Modelo conceitual de humpback dunes produzido a partir dos estudos experimentais (modificado de Saunderson & Lockett, 1983). ... 41
Figura 13. A – Alinhamento de seixos em superfícies planas. B - No centro da foto, clasto com 9 cm de diâmetro registrado. C - Detalhe dos grãos bem arredondados, e da matriz de areia grossa a muito grossa. D - Delgadas camadas de arenito conglomerático (3 cm a 11 cm de espessura) intercaladas com pequenos
sets de arenito com estratificação cruzada (mergulho para a esquerda) em intervalo
de 1 m de espessura. E – Camada de arenito conglomerático truncando a estratificação cruzada inferior. . ... 43
Figura 14. Modelo conceitual de deposição e preservação de cascalhos residuais (gravel lag) intercalado com deposição de estratificação cruzada (Kleinhans, 2001) ... 44
Figura 15. A – Indicado pela seta amarela, superfície côncava identificada. B – Desenho interpretativo da superfície côncava e outras superfícies e sua classificação na hierarquia das superfícies limitantes. C – Direções principais das paleocorrentes mergulhando para S. A linha cinza no centro do círculo do digrama de rosetas representam a orientação do corte do afloramento. ... 47
Figura 16. A, B - Esboço produzido a partir de fotomosaicos interpretados com as principais superfícies limitantes, as camadas de grandes estratificações cruzadas são sobreposta por pequenas estratificações cruzadas e representa macroformas denominadas barras de canal . C - A direção das paleocorrentes é bimodal com componentes principais para S para SW. ... 49
Figura 17. A, B - Interpretação mostrando a sucessão de fácies. O topo da barra é constituído de arenito com estratificação cruzada de pequeno porte, o qual recoberto por estratificação cruzada de baixo ângulo, em seguida, um novo corte de canal dá início a uma nova sucessão de fácies. ... 50
Figura 18. Alguns canais pequenos são encontrados associados com a parte superior das barras de canais. C - Nesta seção os paleocorrentes são dominantemente para SW ... 51
Figura 19. No primeiro exemplo um sistema entrelaçado em período de enchente, o que cria grandes dunas e próximo ao topo, pequenas dunas em
pequena profundidade. O segundo modelo é o estágio de vazante, onde a parte superior da barra é exposta, em águas rasas e as dunas são rebaixadas durante fluxos de alta velocidade. Neste local também se forma os cross bars channels. .... 53
LISTA DE TABELA
Tabela 1. Classificação Hierárquica das superfícies limitantes na Formação Furnas ... 46
SUMÁRIO AGRADECIMENTOS ... VI RESUMO ... XI ABSTRACT ... XII 1 INTRODUÇÃO ... 19 2 . FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ... 20
2.1 Hidráulica e transporte de sedimentos ... 20
2.2 Arquitetura deposicional em sistemas fluviais arenosos ... 22
2.3 Arquitetura deposicional de ambiente costeiro e marinho raso arenoso, dominado por maré ... 23
3 . OBJETIVOS E JUSTIFICATIVA DO TRABALHO ... 25
4 . MÉTODOS ... 26
4.1 Análise de fácies ... 26
4.2 Medidas de paleocorrentes ... 26
4.3 Estudo de superfícies limitantes e arquitetura deposicional ... 27
5 GEOLOGIA DA ÁREA DE PESQUISA ... 29
5.1 Localização da área de estudo ... 29
5.2 Sequência Devoniana da Bacia do Paraná ... 30
5.3 Formação Furnas ... 31
6 RESULTADOS ... 34
6.1 Descrição e interpretação das litofácies ... 34
6.1.1 Arenito com grande estratificação cruzada planar ... 34
6.1.2 Arenito com estratificação cruzada de pequeno porte ... 37
6.1.3 Arenito com laminação cruzada de baixo-ângulo ... 39
6.1.4 Estratificação cruzada de baixo-ângulo ... 40
6.1.5 Arenito conglomerático ... 42
6.2 Arquitetura deposicional da Formação Furnas ... 45
6.2.2 Elementos Arquiteturais – Barras com geometria plana a côncava 46
6.2.3 Elementos Arquiteturais – Pequenos canais ... 48
6.3 Modelo deposicional: sistema fluvial entrelaçado ... 51
7 DISCUSSÃO ... 54
8 CONCLUSÕES ... 56
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1 INTRODUÇÃO
A Formação Furnas é uma unidade sedimentar do Devoniano Inferior (Dino & Rodrigues, 1993), que ocorre em uma extensa área da Bacia do Paraná. Diversos autores já apontaram diferentes origens, que envolvem desde fácies flúvio-deltaicas a marinho raso (Sanford & Lange, 1960; Bigarella et al., 1966; Schneider et al., 1974; Zalán et al., 1987; Bergamaschi, 1992; Assine et al., 1994; Assine, 1999, Borghi, 2002). Até os dias atuais não existe um consenso a respeito de quais eram os processos de sedimentação dominantes, e se envolvia diferentes processos, não há uma concordância de como era essa distribuição na Formação Furnas. Um dos fatos que tem causado controvérsias é a predominância de arenitos com estratificação cruzada de médio a grande porte. Uma litofácies muito comum em rios, sistemas costeiros e marinho raso dominados por maré, onde existem similaridades nos processos físicos (Walker, 2006). Além disso, a Formação Furnas não apresenta conteúdo fóssil e grandes variações litológicas, o que impossibilita uma discussão mais detalhada acerca da sedimentação.
Assine (1999) divulgou estudos na faixa de afloramentos da região sudeste da Bacia do Paraná, onde em suas análises o autor considerou para toda a região a predominância de processos marinhos influenciados por marés, no entanto o mesmo autor afirma que algumas litossomas apresentam arquitetura de fácies fluviais. Inserida nessa área, próximo a Tibagi (PR), está o Canyon do Guartelá, um local com extensão exposições da Formação Furnas, portanto foi escolhido para realizar estudos de arquitetura deposicional, paleocorrentes e análise de fácies a fim de se investigar como ocorreu a construção dos corpos de areia e comparar com possíveis modelos de sedimentação fluviais ou marinhos.
A importância de analisar unidades sedimentares como a Formação Furnas é entender as principais características de um antigo sistema deposicional, do qual não existem modelos análogos atuais e investigar quais as características sedimentológicas que levaram a distintas interpretações que envolveram tanto fácies fluviais como marinhas. Ao final, o estudo contribui para um melhor entendimento dos processos de sedimentação que ocorria durante o Devoniano na região sudeste do Brasil.
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2 . FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
Grandes formas de leito subaquosas em sistemas arenosos, podem ocorrer em três tipos de configurações onde a lâmina d’água apresenta velocidade e profundidades adequadas sendo, ambientes fluviais, costeiros e marinho raso controlados pela ação de marés (Ashley, 1990), consequentemente muitas das estruturas sedimentares formadas podem ser hidrodinâmicas e descritivamente similares. Para entender como ocorre à preservação dessas estruturas é preciso rever sob quais condições hidráulicas ocorrem às principais formas de leito e como a arquitetura deposicional pode ser usada para diferenciar distintos processos de sedimentação no registro geológico, quando existe limitada informação.
2.1 Hidráulica e transporte de sedimentos
Uma forma de leito é uma estrutura morfológica construída a partir da interação de partículas não coesivas e o fluxo (Nichols, 2009). Considerando uma profundidade constante da lâmina de água o comportamento das formas de leito é modificado a partir do momento que a velocidade do fluxo e/ou granulometria das partículas varia (Ashley, 1990; Southard & Boguchwal, 1990).
A relação do tamanho dos grãos e da velocidade do fluxo é indicada pelo diagrama de estabilidade de formas de leito exibido na Figura 1, nesse caso fica claro uma divisão entre as estruturas geradas no campo de regime de fluxo inferior (fora de fase com a superfície da água) e aquelas geradas no regime de fluxo superior (em fase com a superfície da água). A partir da interpretação do diagrama de estabilidade é possível perceber que, com o aumento da velocidade do fluxo as formas de leito são modificadas, no entanto, o desenvolvimento é limitado pela granulometria. (Allen, 1982; Ashley, 1990; Southard & Boguchwal, 1990, Bridge, 2003).
A evolução das formas e leito já era apontada por estudos de Simons & Richardson (1962). Em camadas com sedimentos maiores que 7 mm (areia grossa, muito grossa e cascalho), a partir do momento que a energia do fluxo excede o limiar necessário para movimentar os sedimentos, a primeira forma de leito a ser gerada são camadas plano-paralelas de fluxo inferior (Bridge, 2003). Em sedimentos menores que 7 mm ocorre o desenvolvimento de marcas onduladas (ripples) que apresentam uma amplitude de comprimento de 0.05 m até 0.6 m e altura de 0.005 m
21
até 0,04 m (Allen, 1982) sendo um limite superior de 0.075 m também aceito (Ashley, 1990).
Com o aumento da energia do fluxo são geradas dunas, que podem ser divididas e dunas 2D (referidas como sand waves ou barras transversais) e com um ligeiro aumento na energia do fluxo são geradas dunas 3D (também referidas como barras linguoides) (Allen, 1982; Ashley, 1990; Bridge, 1993).
Figura 1. Diagrama de velocidade/granulometria mostrando os campos de estabilidade das formas de leito (Modificado de Ashley, 1990).
O aumento crítico da energia do fluxo possibilita que as dunas tornam-se mais longas e com ângulo de mergulho rebaixado, podendo gerar camadas plano-paralela de fluxo superior, formando estratificações milimétricas, representando uma transição entre as formas de leito de regime de fluxo inferior e regime de fluxo superior, (Saunderson & Lockett, 1983; Fielding, 2006).
Quando a energia do fluxo apresenta um número de Froud superior a 0,84, de fato são geradas formas de leito em regime de fluxo superior. O desenvolvimento dessas formas de leito está relacionado a interação da superfície da água com os sedimentos. Uma série de estruturas é gerada, como camadas plano-paralela de fluxo superior até antidunas (Cheel, 1990).
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2.2 Arquitetura deposicional em sistemas fluviais arenosos
No modelo de fácies de sistemas fluviais dominados por areia as estrutura sedimentares mais comum são as estratificações cruzadas, que são formadas por processos de avalanche que resultam da migração de marcas onduladas assimétricas, dunas e barras conduzidas principalmente pelos rios em sistemas canalizados, no caso as barras são maiores que dunas e representam macroformas ou elementos arquiteturais (Smith, 1972; Jackson's, 1975; Miall, 1985; Bridge, 2003).
As barras juntamente com canais compõem a maior parte dos registros dos depósitos em sistemas fluviais e representam macroformas acumuladas por períodos de dezenas a centenas de anos, e são constituídas por predominantemente por areia e cascalho (Jackson's, 1975; Miall, 1985; Bridge, 2003). O termo barra é usado para referir que formas de leito com largura e espessura relativo às dimensões do canal (Bridge, 2003). As superfícies das barras são sobrepostas por formas e leito menores como dunas e marcas onduladas que constituem camadas de estratificações cruzadas. No início da formação das barras elas são assimétricas em perfil com uma leve superfície íngreme a jusante, com o seu crescimento podem construir sua própria face de deslizamento, geralmente limitado as margens das barras (Best et al., 2003; Bridge, 2003; Lunt et al., 2004).
As barras são classificadas de acordo em qual posição elas são depositadas no rio. Quando depositadas nas curvas dos canais são denominadas de barras de pontal (point bars), e aquelas acumuladas na região central denomina-se barras de meio de canal (braid bars), ambas entendidas como compound bars constituídas de várias unit bars (Miall, 1996; Bridge, 2003). No caso das barras de pontal uma feição importante são as superfícies de acresção lateral, que geralmente ocorrem em um ângulo de 90 graus em relação a direção de migração de dunas, um critério importante no reconhecimento de canais meandrantes no registro geológico, enquanto que as barras de meio de canal são caracterizadas por superfícies de acresção frontal e migram em ângulo de no máximo 60 graus em relação a direção de migração das dunas são comuns em canais entrelaçados, apesar de ser encontrados também componentes de migração lateral (Bristow, 1987; Miall, 1996).
Estratificações cruzadas ainda são comuns em sistemas deltaicos, nesse caso as estratificações cruzadas estão associadas às barras de desembocadura,
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que tem sua geometria e extensão, determinada pela ação de rios, ondas e maré (Nichols, 2009).
2.3 Arquitetura deposicional de ambiente costeiro e marinho raso arenoso, dominado por maré
Na maioria dos ambientes costeiros dominados por marés as relativas fácies sedimentares são influenciadas por variações na energia e da direção das marés (Johnson e Baldwin, 1996). Estuários próximos as áreas de desembocadura geralmente desenvolvem barras arenosas alongadas (tidal sand bars), que é caracterizada por estratificação cruzada de areia média a grossa, e canais arenosos paralelas ao eixo principal. Os depósitos de finos estão limitados as bordas do estuário Na parte rasa de estuários pode se desenvolver acamamento de fluxo superior, geralmente associado a canais entrelaçados, constituído de camadas plano-paralelas de arenito fino, enquanto que em direção a parte interna formam-se canais mais confinados onde se forma barras fixas e barras de meando (Dalrymple
et al. 1992). Em estuários as barras arenosas e os canais geralmente apresentam
padrão de paleocorrentes bidirecionais (Nichols, 2009).
Em deltas dominados por maré grandes barras arenosas são bastante comuns e geralmente são alongadas assim como nos estuários, no entanto em deltas as fácies apresentam um caráter progradacional (Nichols, 2009). Nas planícies deltaicas deltas dominados por maré apresentam canais distributários estáveis por centenas a milhares de anos, o que resultam no desenvolvimento de barras alongadas com dezenas de quilômetros de comprimento e poucos quilômetros de largura (Reynolds, 1999; Bhattacharya, 2006). Essas barras são muito parecidas com aquelas encontradas em ambientes fluviais. Barras de desembocadura estão associadas ao final dos canais distributários, onde as marés retrabalham muito dos sedimentos. Outras fácies representativas de influência de maré como granocrescência-ascendente, mud drapes, fácies heterolíticas e tidal
bundles e superfície de reativação resultantes da variação da energia das marés
(Dalrymple et al. 1992).
Em condições de ambiente marinho raso dominado por maré, os processos atuantes são controlados por efeitos de ressonância e células anfidrômicas (Nichols, 2009). Os elementos arquiteturais arenosos mais comuns são dunas de maré e tidal
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metros, tidal bundles podem estar presente, no entanto são raros, devido ao fato de que as dunas são muito grandes e se movem lentamente, mud drapes que são comuns em estuários e deltas são incomuns em mar raso devido ao falto de as marés rotacionais não possibilitarem período de calmaria e por causa da baixa concentração de carga em suspensão. As grandes dunas são sobrepostas por dunas menores que geram estratificação cruzada compostas (compound
crossbedding) (Reynaud e Dalrymple, 2012).
As formas de leito conhecidas como tidal ridges podem alcançar 200 km de comprimento, 10 km de largura e altura de 50 metros, geralmente paralelas. São constituídas por superfícies de acresção lateral, ao contrário de dunas e maré que tem uma componente migração frontal (Olariu et al., 2012). Tidal ridges podem ser associados depósitos de tempestade como estratificação cruzada hummocky (Yoshida et al., 2007). Também não é comum registrar a presença de canais em ambiente marinho raso (Ashley, 1990; Nichols, 2009; Reynaud e Dalrymple, 2012).
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3 . OBJETIVOS E JUSTIFICATIVA DO TRABALHO
O objetivo deste projeto foi construir um modelo de deposição, baseado em arquitetura deposicional, usado na compararão entre depósitos arenosos de sistemas fluviais e depósitos arenosos influenciado por maré. Ao final, o modelo deposicional será útil para a interpretação de outros ambientes de deposição semelhantes em bacias paleozóicas. Desta forma, pretende-se atingir o objetivo principal com metas específicas, que são:
i) Interpretar a hidráulica dos diferentes processos deposicionais, mediante a análise detalhada das fácies sedimentares.
ii) Analisar o transporte e distribuição dos sedimentos por meio do estudo de paleocorrentes.
iii) Entender a geometria dos corpos deposicionais com base na identificação e construção de elementos arquiteturais.
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4 . MÉTODOS
Os métodos utilizados para atingir os objetivos propostos consistiram na análise de fácies, medidas de paleocorrentes e estudos de arquitetura deposicional.
4.1 Análise de fácies
A análise de fácies consiste na descrição e interpretação de texturas sedimentares como composição, granulação, seleção e grau de arredondamento dos grãos, trama (fabric) dos sedimentos, estruturas sedimentares, superfícies limitantes, formas e dimensões das camadas, organização sequencial vertical (temporal) e horizontal (espacial) de diferentes ordens na sucessão sedimentar além de estudar traços fósseis, de modo que possam ser usados na definição de processos deposicionais (Miall, 1984; Miall 1999; Walker e James, 1992; Walker, 2006).
Os dados foram coletados com base no estudo de afloramentos de boa exposição lateral e na medida de seções estratigráficas verticais. O estudo de análise de fácies foi feito de modo sistemático como segue abaixo;
i) Em primeiro lugar as litofácies foram analisadas em nível de microformas e mesoformas, onde foi medido a amplitudes das estruturas sedimentares e os aspectos litológicos foram classificados para determinar o evento deposicional individual de cada litofácies descrita.
ii) Num segundo momento as fácies foram estudadas como macroformas, ou seja, agrupadas dentro de uma associação de litofácies particular que representa uma parte do ambiente deposicional. A associação é feita com base no estudo de hierarquia de superfícies limitantes e elementos arquiteturais, como melhor explicado mais a diante no texto.
4.2 Medidas de paleocorrentes
A análise de paleocorrentes consistiu na coleta dados relativos a orientação de estruturas sedimentares que foram usados como indicadores do paleofluxo, onde também podem inferidos a energia do fluxo direção e o tipo da corrente (Miall, 1999; Nichols, 2009; Tucker, 2011).
Os principais indicadores de fluxo de correntes normalmente usados em campo são estratificações cruzadas, eixos de canais, marcas onduladas assimétricas. No entanto os dados de paleocorrentes coletados de acordo com as
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estruturas visíveis de cada afloramento geralmente apresentam algum grau de incerteza. Deste modo tornam-se necessário um grande número de medidas, para minimizar os possíveis erros, decorrentes de leituras incorretas. Para que posteriormente os dados possam ser inseridos em um software (neste trabalho
Stereo32) que realiza cálculos estatísticos, obtendo uma média de valores das
direções preferenciais.
No presente trabalho as medidas de paleocorrentes totalizam 50 leituras a maior parte registrada a partir de uma grande variedade de estratificações cruzadas, o qual as direções preferenciais estão apresentadas na forma de diagramas de rosetas.
4.3 Estudo de superfícies limitantes e arquitetura deposicional
O local de estudo apresenta grandes afloramentos com boa extensão lateral. O total de dados inclui fotomosaicos de afloramentos com 11 a 40 m de comprimento e de 3 a 6 m de altura útil à análise de arquitetura deposicional. Cada afloramento escolhido apresenta estruturas com boa visibilidade e passível de interpretação sedimentológica.
A partir de cada fotomosaico foram desenhados painéis bidimensionais com as principais linhas que representam as superfícies limitantes. No momento em que cada linha foi traçada foi levado em consideração a forma das superfícies representante, se retilínea, curva ou irregular, a relação de corte com outras superfícies e a continuidade lateral de cada superfície, como mostrado no exemplo da Figura 2.
As superfícies limitantes são feições que separam desde um set individual entre camadas até superfícies muito extensas, como a base de um canal, ou ainda maior, delimitando unidades estratigráficas mapeáveis (Miall, 1999).
O estudo de arquitetura deposicional estabelece ordens de grandeza para as superfícies limitantes (Brookfield, 1977; Miall, 1985; Miall 1988). Dessa forma as superfícies delimitam corpos sedimentares com características específicas que são reflexo de um grupo de fácies geneticamente associadas, denominado por Allen (1983) "elemento arquitetural".
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Figura 2. Fotografia (acima) e sua interpretação no painel bidimensional (abaixo), informações importantes para a definição de elementos arquiteturais.
29
5 GEOLOGIA DA ÁREA DE PESQUISA 5.1 Localização da área de estudo
Os afloramentos analisados estão distribuídos ao longo do Parque Estadual do Guartelá, localizado na porção centro-leste do estado do Paraná, entre os municípios de Castro e Tibagi (Figura 3), mais especificamente na região do Canyon do Guartelá, uma garganta de 30 km de comprimento e desnível de até 450 metros, que foi escavada ao longo do leito do rio Iapó, afluente do rio Tibagi que desagua no rio Paranapanema. O entalhamento do rio gerou escarpas sustentadas principalmente pelo Arenito Furnas além de apresentar exposições de outras unidades paleozóicas na Bacia do Paraná como a Formação Rio Iapó, Ordoviciano Superior e rochas ordovicianas vulcano-sedimentares do Grupo Castro (Melo, 2002).
30
5.2 Sequência Devoniana da Bacia do Paraná
As primeiras investigações científicas da sequência devoniana da Bacia do Paraná datam do final do século XIX, e desde cedo era claro o empilhamento estratigráfico de um pacote arenoso na base, Formação Furnas, e no topo um pacote pelítico, Formação Ponta Grossa, no entanto, só a partir dos trabalhos de Maack (1947) e Petri (1948), com o descobrimento de unidades anteriores à sequência devoniana e caracterização de importantes contatos estratigráficos entre Furnas e Ponta Grossa, houve novos avanços na pesquisa das rochas mesopaleozóicas da Bacia do Paraná.
Lange & Petri (1967) organizaram Formação Furnas e Formação Ponta Grossa dentro de uma única sequência denominada de Grupo Paraná, termo usado até os dias de hoje, posteriormente outros autores como Bigarella (1973), Soares et
al. (1978), Faria (1982) e Zalán et al. (1987), fizeram importantes debates a respeito
da sedimentologia e das relações de contato das unidades do Grupo Paraná que até então era considerado de idade siluriana. Somente a partir dos trabalhos de Dino & Rodrigues (1993), com a análise de material palinológico em folhelhos basais da Formação Ponta Grossa, associados às pesquisas de Assine et al. (1994) e Milani et
al. (1994), com coleta de dados de afloramentos, perfis petrofísicos e litológicos, foi
possível verificar um contanto concordante entre Furnas e Ponta Grossa [anteriormente sugerido por Petri (1948), denominado “camadas de transição”] e estabelecer a idade do Grupo Paraná como pertencente ao Período Devoniano.
A partir da revisão de antigos estudos e pesquisas mais atualizadas, Assine (1996); Milani (1997) e Milani et al. (2007), demonstram que o Grupo Paraná ou Supersequência Paraná, como também é chamada, está sobreposta em discordância das rochas ordovício-silurianas do Grupo Rio Ivaí (Figura 4) ou diretamente assentada sobre embasamento pré-cambriano/paleozoico. O Grupo Paraná apresenta uma espessura máxima de aproximadamente 990 m e se inicia com uma sucessão arenítica do pacote Furnas que apresenta características de assinatura transgressiva, sobreposta por pelitos marinhos da Formação Ponta Grossa, que constituem o segundo ciclo transgressivo-regressivo da Bacia do Paraná (Milani et al., 2007).
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Figura 4. Carta estratigráfica das sequências ordovício-siluriana e devoniana da Bacia do Paraná (Modificado de Milani et al., 2007).
5.3 Formação Furnas
A Formação Furnas é uma ampla unidade arenítica com aproximadamente 250 a 330 m de espessura (Milani et al., 2007), que se distribui por uma grande área da Bacia do Paraná em torno de um eixo principal NW-SE; no entanto, a maior parte da unidade encontra-se em subsuperfície, com os principais afloramentos limitados a borda norte (MT, GO) borda noroeste (MT, MS) e borda sudeste (SP, PR) (Assine, 1996) (Figura 5).
Segundo a literatura a Formação Furnas é composta por arenitos quartzosos, feldspáticos e/ou cauliníticos médios a grossos, com estratificação cruzada, em menor quantidade camadas de conglomerados quartzosos e níveis micáceos a argilosos, (Assine et al.,1994; Assine,1999; Milani et al., 2007). A deposição da Formação Furnas ocorreu aproximadamente no Devoniano Inferior no Lochkoviano (Dino & Rodrigues, 1993; Gerrienne et al. 2001)
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Figura 5. Mapa da Bacia do Paraná com os locais de ocorrência dos afloramentos da Formação Furnas (Base de dados CPRM, 2004).
O sistema deposicional no qual a Formação Furnas foi depositada ainda é algo bastante controverso e foi discutido por diversos autores ao longo do último século. Sanford & Lange (1960) inicialmente apontaram condições de deposição em ambiente marinho; seguindo este pensamento, Bigarella et al. (1966), com base na investigação dos diferentes tipos de estratificações cruzadas, interpretaram que a sedimentação da Formação Furnas foi produto da ação de correntes paralelas à linha de costa (longshore currents).
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Em meados da década de 1970, Schneider et al (1974) lançaram novas propostas; para o sistema deposicional, propuseram um modelo de um sistema fluvial, hipótese que foi adotada por autores como Zalán et al. (1987) que atribuíram a presença de arenitos grossos a muito grossos, camadas de conglomerados, sets de estratificação, não constatação de organismos fósseis e ausência de glauconita como fortes evidências de um modelo de fácies fluvial anastomosado. Bergamaschi (1992) e Assine et al. (1994) realizaram pesquisas que apontam para uma associação de fácies flúvio-deltaicas construídas por rios entrelaçados interagindo com fácies litorânea a marinha rasa.
No final do século XX, Assine (1996, 1999) propôs uma divisão da Formação Furnas em três membros, que denominou de unidade inferior, média e superior (abaixo das Camadas de Transição) de acordo com a associação de fácies e paleocorrentes de cada uma.
De acordo com Assine (1999), na unidade inferior existe um predomínio de fácies conglomeráticas e arenitos médios a muito grossos, que foram interpretados como depósitos de canais de planícies aluviais costeiras onde os sedimentos eram retrabalhados por processos marinhos. Segundo esse mesmo autor a unidade média é caracterizada por arenitos finos a grossos e camadas de siltitos e folhelhos esbranquiçados, além de traços de organismos pertencentes à icnofácies Cruziana é interpretada como produto de deposição em ambiente marinho costa-afora dominados por marés (condições de sub-maré), com a ação de correntes oblíquas à paralelas à linha de costa. Por fim Assine (1999) afirma que a unidade superior é composta de arenitos médios a muito grossos e onde são encontradas contínuas superfícies de seixos. O autor propõe que os depósitos residuais de seixos (lags), encontrados na área de estudo, foram formados por processos de erosão marinha conhecido como joeiramento (winnowing) resultado da ação de ondas de tempestade.
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6 RESULTADOS
6.1 Descrição e interpretação das litofácies
Os afloramentos estudados foram divididos em cinco litofácies: Arenito com grandes estratificações cruzadas planares, Arenito com estratificação cruzada de pequeno porte, Arenito com laminações cruzadas de baixo ângulo, Arenito com estratificação cruzada de baixo ângulo e por último Arenito conglomerático. A descrição e interpretação das litofácies seguem abaixo.
6.1.1 Arenito com grande estratificação cruzada planar
Descrição
A litofácies Arenito com grandes estratificações cruzadas planares é constituída de sets de estratificação cruzada de 0,4 a 2,1 m de espessura, em camadas tabulares que se sobrepõem. Consiste de arenitos médios, médio a grosso e arenito grosso a muito grosso; os grãos são subangulares, moderadamente selecionados. As estratificações cruzadas apresentam um ângulo de mergulho de 18º a 30º e um contato angular com a superfície basal do set (Figura 6A), o que caracteriza estratificações cruzadas planares.
As superfícies entre os sets são bem marcadas pela presença de grânulos e seixos (5 a 10 mm) que em alguns casos, são recobertos por laminações de areia fina (Figura 6B), provavelmente relacionada à litofácies Arenito com laminações cruzadas de baixo angulo descrita no item 6.1.3.
Os foresets geralmente apresentam alternância na granulometria com uma distribuição bimodal, com areia média a grossa e areia grossa a muito grossa (Figura 6C), raramente os foresets são constituídos de grânulos e seixos, quando isso ocorre formam-se foresets espessos de até 10 mm. Um importante fator observado nas estratificações cruzadas é o aumento na granulometria em direção à base do
foreset, onde geralmente ficam acumulados os grãos mais grossos (Figura 6D).
A presença de superfícies de reativação é bastante comum, afetando várias estratificações cruzadas, muitas vezes truncando um set repetidas vezes (Figura 6E). As superfícies de erosão em vários casos são marcadas por seixos e grânulos. As paleocorrentes da litofácies são bimodais obliquas, apresentam direções principais de fluxo, no sentido S e SW, com componente dominante para SW (Figura 6F).
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Figura 6. A - Camadas formadas por sets tabulares com contato planar com a base. B - Alguns
sets são limitados por grânulos a seixos recobertos por laminações de areia fina (acima da
linha tracejada). C – Alternância na granulometria do foreset entre areia média (seta branca) e areia grossa (seta amarela). D - Acúmulo de grãos na base dos foreset, (indicado pela seta amarela). E - Grande estratificação cruzada planar cortada por uma superfície de reativação (indicada pela seta amarela). F - Diagrama de rosetas indicando paleocorrentes bimodais para S e SW.
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Interpretação
As grandes estratificações cruzadas, com variável espessura entre 0,4 a 2,1 m representam a variação da altura de dunas subaquosas de médio a grande porte segundo a classificação de Ashley (1990).
As estratificações cruzadas planares apresenta uma série de parâmetros que podem ser interpretados. Os foresets que frequentemente mostram alternância entre granulometrias grossas e finas (ex. areia grossa e areia média) e um acúmulo dos grãos mais grossos (grânulos e pequenos seixos) na base dos sets são uma indicação de dominantes processos de avalanche na face de deslizamento da duna (Smith, 1972; High e Picard, 1974) e que também podem gerar um alinhamento de clastos maiores que truncam os sets de estratificação cruzada subjacentes.
O contato angular das estratificações cruzadas com a base dos sets sugere que as dunas apresentam cristas de baixa sinuosidade (dunas 2 D) e também são uma evidência da ausência da atuação de correntes contrárias que retrabalhariam a base da face de deslizamento, gerando contatos tangencial e/ou formação de pequenas estruturas como, por exemplo, counter-current ripples (Harms, 1975; Bridge 2003, Nichols, 2009) (Figura 7).As superfícies planares que muitas vezes limitam os sets evidenciam a ausência de formas erosivas acentuadas (scouring) na base das camadas (Mckee e Weir,1953).
As superfícies de reativação que cortam as estratificações cruzadas representam superfícies erosivas e indicam de mudanças nas condições de fluxo da corrente principal, causadas por flutuações no nível da água (Collinson, 1970) ou pequenas variações na direção de migração de um determinado corpo de areia, como dunas ou barras (Haszeldine, 1983).
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Figura 7. No primeiro exemplo (acima), correntes unidirecionais formam estratificações cruzadas com contato angular com a base do set. Nos exemplos subsequentes, com o aumento da atuação de fluxos reversos a estratificação cruzada assumi um contato tangencial com a base do set, gerando counter-current ripples que cavalgam a face de deslizamento da duna (Nichols, 2009).
6.1.2 Arenito com estratificação cruzada de pequeno porte
Descrição
As estratificações cruzadas de pequeno porte ocorrem morfologicamente de duas formas diferentes, como estratificações cruzadas planares tabulares e estratificações cruzadas tangenciais.
As estratificações cruzadas planares de pequeno porte (Figura 8A, B), são constituídas por camadas tabulares empilhadas em cosets com espessura de até 0,7 m. Os sets apresentam espessura variável de 0,06 a 0,10 m, e são compostos por arenitos finos a médios ou médios a grossos, com grãos subangulares moderadamente a bem selecionado podendo ser encontrados raramente alguns seixos (até 7 mm) sobre os foresets, o ângulo de mergulho dessas estruturas é de 23º a 26º. Geralmente é observado acúmulo de grãos grossos na base dos sets.
As estratificações cruzadas tangenciais (Figura 8C) são compostas por arenitos médios a muito finos, grãos subangulares e bem selecionados. São
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caracterizadas por camadas com sets espessos em média 0.10 m e são organizadas em cosets com 0.20 m de espessura. O foreset apresenta uma forma tangencial em direção à base do set, com mergulho entre 18º e 23º, sendo o topo truncado por uma superfície plana. Ainda é notada a presença de pequenas superfícies de reativação ao longo da camada. A litofácies geralmente é encontrada frequentemente sobrepondo o topo das grandes estratificações cruzadas. A direção principal das paleocorrentes é semelhante a da litofácies Arenito com grandes estratificações cruzadas planares dominante para SW (Figura 8D).
Figura 8. A - estratificação cruzada com contato angular. B - Esquema interpretativo de A para melhor visualização da sobreposição dos sets. C - Estratificação cruzada tangencial cortada por superfície de reativação. D - Paleocorrentes predominantes para SW.
Interpretação
As estratificações cruzadas de pequeno porte planares e tangenciais representam, respectivamente, a migração de pequenas dunas 2D e 3D (Ashley, 1990).
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A principal diferença para a formação para esses dois tipos de dunas é que dunas 2D com crista retilínea são interpretadas como produzidas a partir de fluxos pouco energéticos, com o aumento da velocidade do fluxo as dunas de crista retilínea passam para dunas 3D de crista sinuosa (Harms et al., 1982)
Em pequenas dunas 2D são dominantes os processos de avalanche, enquanto que dunas 3D podem incluir saltação e processos de suspensão intermitentes (Brigde, 2003).
6.1.3 Arenito com laminação cruzada de baixo-ângulo
Descrição
A litofácies ocorre como pequenos sets simples de laminações cruzadas com baixo ângulo de mergulho, entre 6º e 14º, geometria sigmoidal (Figura 9A) e com espessura média de 0,04 m, associada à laminação plano-paralela (Figura 9B). As laminações cruzadas são constituídas de arenito fino, com grãos subangulares, bem selecionados Os pequenos sets ocorrem principalmente sobre as grandes superfícies erosivas (master surfaces) que limitam os grandes corpos de areia. Os
foresets são milimétricos e marcados pela presença de pequenas frações de
moscovita.
Figura 9. A e B - Sets simples de estratificação cruzada de baixo ângulo, com formado sigmoidal, que ocorrem sobre as grandes superfícies limitando os grandes corpos de areia, geralmente as camadas sofrem erosão mais rápida que outras camadas e por isso são geralmente encontradas em reentrâncias horizontais na rocha.
Interpretação
As laminações cruzadas são interpretadas como produzidas por mecanismos de deposição em condições próximas de regime de fluxo superior, ou seja, transição
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entre a formação de ripples e camadas-planares de fluxo superior (upper plane bed) (Southard & Boguchwal, 1990).
As laminações cruzadas de baixo ângulo com formato sigmoidal são interpretadas como formadas em condições onde pequenos ripples têm a declividade dos foresets progressivamente diminuída devido ao aumento na velocidade do fluxo da corrente, se as condições de velocidade de fluxo aumentar ainda mais, as estratificações cruzadas podem passar para laminação plano-paralela (Chakraborty & Bose, 1992) como é observado na Figura 10.
Figura 10. No detalhe a passagem progressiva da laminação cruzada para laminação plano-paralela na Formação Kaimur, Índia (Chakraborty & Bose, 1992).
6.1.4 Estratificação cruzada de baixo-ângulo
Descrição
As estratificações cruzadas de baixo ângulo ocorrem em sets com 0,18 m a 0,3 m de espessura (Figura 11). São constituídas por arenitos médios a finos, com grãos subangulosos bem selecionados, com granodecrescência ascendente. Os
foresets mostram uma série de superfícies com aspecto sigmoidal, mergulhando em
média 13º, que passam lateralmente e também em direção ao topo para laminação plano-paralela. Geralmente as estruturas ocorrem empilhadas em cosets de 0,9 m de espessura.
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Figura 11. A - Estratificações de baixo ângulo passando para plano-paralelo em camadas de 0,18 a 0.30 m. B- Esquema interpretativo de A onde é possível observar a diminuição do ângulo de declividade do foreset para cima.
Interpretação
As estratificações cruzadas de baixo ângulo podem ter origem associada com as formas de leito que ocorrem no campo de transição entre dunas e camadas plano-paralelas de fluxo superior, conhecidas como humpback dunes.
As dunas têm uma morfologia particular na qual a erosão do stoss side atinge um ponto máximo onde, quase imediatamente, começa uma deposição, formando estratificações cruzadas de baixo ângulo ou laminações plano-paralelas que se estendem sobre a face de avalanche (Saunderson & Lockett, 1983) (Figura 12). No entanto as formas de leito, por serem transitórias, podem apresentar sutis diferenças umas das outras dependendo de como a energia do fluxo evolui (Lang & Winsemann, 2013).
Figura 12. Modelo conceitual de humpback dunes produzido a partir dos estudos experimentais (modificado de Saunderson & Lockett, 1983).
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6.1.5 Arenito conglomerático
Descrição
A litofácies é constituída por delgadas camadas de arenito conglomerático, medindo entre 3 cm e 11 cm de espessura que ocorrem em superfícies aproximadamente horizontalizadas (Figura 13A) uma dessas camadas ocorre continuamente por 130 m aproximadamente. Quatro camadas foram observadas em um intervalo de 3 m na sucessão sedimentar da parte média a superior da Formação Furnas.
As camadas de arenito conglomerático são constituídas por seixos e calhaus, com diâmetro médio de 2,1 cm, (diâmetro máximo registrado de 9 cm, Figura 13B). Os clastos são bem arredondados, com formatos oblatos a esféricos, de composição oligomítica, constituídos de fragmentos de veio de quartzo e quartzitos (Figura 13C). A matriz é composta por areia grossa a muito grossa e dá origem a camadas de arenito conglomerático, clasto-suportado e às vezes matriz-suportada.
As camadas de conglomerados apresentam espessura variável geralmente limitando sets ou cosets de estratificação cruzadas, Algumas vezes podem ocorrer intercaladas com estratificações cruzadas de 0,2 a 0,4 m de espessura (Figura 13D). A relação de contato com outras camadas de arenito é abrupta (Figura 13E).
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Figura 13. A – Alinhamento de seixos em superfícies planas. B - No centro da foto, clasto com 9 cm de diâmetro registrado. C - Detalhe dos grãos bem arredondados, e da matriz de areia grossa a muito grossa. D - Delgadas camadas de arenito conglomerático (3 cm a 11 cm de espessura) intercaladas com pequenos sets de arenito com estratificação cruzada (mergulho para a esquerda) em intervalo de 1 m de espessura. E – Camada de arenito conglomerático truncando a estratificação cruzada inferior. .
Interpretação
A origem da litofácies arenito conglomerático pode estar relacionada com a deposição de cascalho e areia juntamente com a migração de dunas (Figura 14). Como discutido anteriormente um importante processo de sedimentação nas estratificações cruzadas são os constantes processos de avalanche na face de deslizamento das dunas, esse processo sedimentar resulta em uma seleção vertical
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dos grãos no foreset da duna. Associado aos processos de avalanche, o transporte de carga de fundo na forma de cascalho e areia pode levar ao acumulo de seixos e calhaus além de grânulos em finas camadas extensas por grandes áreas.
Durante algum pico de descarga os cascalhos e grânulos são arrastados no fluxo, posteriormente esse material mais grosso é depositado quando a energia do fluxo diminui enquanto os grãos menores permanecem em movimento, resultando na acumulação de cascalhos residuais sem estratificação cruzada. As acumulações de cascalho podem ainda ser a fonte para o próximo pico de descarga, retrabalhando os seixos por grandes distâncias (Kleinhans, 2001).
Figura 14. Modelo conceitual de deposição e preservação de cascalhos residuais (gravel lag) intercalado com deposição de estratificação cruzada (Kleinhans, 2001)
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6.2 Arquitetura deposicional da Formação Furnas 6.2.1 Hierarquia de superfícies limitantes
Quatro ordens de superfícies limitantes foram identificadas na Formação Furnas (Tabela 1). A superfície de primeira ordem são os foresets das estratificações cruzadas, o qual é interpretado como resultado da migração da face de deslizamento de grandes e pequenas dunas.
A superfície de segunda ordem é caracterizada pelas superfícies de reativação que truncam as estratificações cruzadas e que representam modificações na orientação das formas de leito.
A superfície de terceira ordem representa o limite de sets de estratificações cruzadas. Essas superfícies são planares e aproximadamente horizontais por causa de feições erosivas na calha das formas de leito e podem ser lateralmente extensas de 10 a 20 m.
As superfícies classificadas como de quarta ordem são as maiores superfícies mais extensas encontrada nos afloramentos podendo alcançar até 40 metros de comprimento. Essas superfícies constituem as macroformas, ou seja, os elementos arquiteturais, o qual o topo geralmente é plano e horizontal. Isso sugere erosão na parte superior das macroformas. A parte basal é geralmente côncava para cima, em alguns casos pode ser planar. A geometria das superfícies de quarta ordem sugere que as macroformas foram depositadas pelos fluxos principais do sistema deposicional a partir de formas canalizadas.
Existe a possibilidade de que a litofácies arenito conglomerático possa representar superfícies de quinta ordem, devido a sua grande extensão lateral por vários metros e forma plana. No entanto a sua real extensão e a relação de contato dessa superfície com outras camadas não é exatamente claro nos afloramentos.
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Tabela 1. Classificação Hierárquica das superfícies limitantes na Formação Furnas
6.2.2 Elementos Arquiteturais – Barras com geometria plana a côncava
O elemento Barras com geometria plana a côncava consiste do principal elemento arquitetural e está presente em todos os afloramentos. Ele é formado por camadas de arenito em forma tabular ou em forma de cunha e pode alcançar de 1 a 6 m de espessura e contínuo lateralmente por 40 m.
As superfícies limitantes do elemento arquitetural são cosets que representam superfícies de quarta ordem. Subordinada as superfícies de quarta ordem são encontradas e as superfícies de primeira, segunda e terceira ordem. A base do elemento arquitetural pode exibir uma geometria côncava para cima (Figura 15) sempre preenchida pela litofácies arenito com grandes estratificações cruzadas. O topo, quando não está erodido por formas côncavas, apresenta formato plano ou em cunha.
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Figura 15. A – Indicado pela seta amarela, superfície côncava identificada. B – Desenho interpretativo da superfície côncava e outras superfícies e sua classificação na hierarquia das superfícies limitantes. C – Direções principais das paleocorrentes mergulhando para S. A linha cinza no centro do círculo do digrama de rosetas representam a orientação do corte do afloramento.
O empilhamento sedimentar das barras de formato planar a côncavo é da base para o topo, organizado por grandes estratificações cruzadas planares superimposta por estratificações cruzadas de pequeno porte (Figura 16). As barras podem ser também formadas apenas pelo empilhamento de grandes estratificações cruzadas dentro de uma única macroforma.
Frequentemente no topo das barras ocorre a litofácies arenito com laminação cruzada de baixo ângulo ou arenito com estratificação cruzada de baixo ângulo. Um fato que geralmente ocorre é que laminações cruzadas de baixo ângulo é
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encontrada sempre associado aos limites do elemento arquitetural descrito (Figura 17).
Interpretação
O elemento arquitetural barras com formato planar a côncava são macroformas que foram interpretadas como barras de canal. A base côncava do elemento, sobreposta por estratificações cruzadas com orientação da paleocorrente próxima a direção principal de paleofluxo registrado nos afloramentos, sugere a presença de formas canalizadas. As formas canalizadas permitiram a construção do empilhamento representado pelas barras.
Cada barra é constituída por estruturas menores como grandes e pequenas estratificações cruzadas resultante da migração de dunas (Bridge, 2003).
6.2.3 Elementos Arquiteturais – Pequenos canais
O elemento pequenos canais tem um topo plano e base côncava, as dimensões registradas são 0,6 m de profundidade e 1,5 de largura. Os pequenos canais são limitados por superfícies de quarta ordem e é preenchido por grandes estratificações cruzadas. Esse é frequentemente encontrado no topo das barras de formato planar a côncavo (Figura 18).
Interpretação
Existe uma relação muito próxima entre a origem dos pequenos canais e as barras de canal. Como os pequenos canais encontram-se no topo das barras em contato erosivo. É provável que eles trucaram o topo das barras portanto foram identificados como cross bar channels (Bridge, 2003)
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Figura 16. A, B - Esboço produzido a partir de fotomosaicos interpretados com as principais superfícies limitantes, as camadas de grandes estratificações cruzadas são sobreposta por pequenas estratificações cruzadas e representa macroformas denominadas barras de canal . C - A direção das paleocorrentes é bimodal com componentes principais para S para SW.
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Figura 17. A, B - Interpretação mostrando a sucessão de fácies. O topo da barra é constituído de arenito com estratificação cruzada de pequeno porte, o qual recoberto por estratificação cruzada de baixo ângulo, em seguida, um novo corte de canal dá início a uma nova sucessão de fácies.
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Figura 18. Alguns canais pequenos são encontrados associados com a parte superior das barras de canais. C - Nesta seção os paleocorrentes são dominantemente para SW
6.3 Modelo deposicional: sistema fluvial entrelaçado
Os tipos reconhecidos de elementos arquiteturais (sucessão de barras, formas canalizadas e barras de canais) sugerem um sistema de deposição dominada por um sistema fluvial entrelaçado (Figura 19).
As barras de até 6 m de espessura, representar a profundidade mínima necessária para formação dessas formas de leito. A sucessão vertical, muitas vezes mostra diminuição sistemática de espessura das camadas para cima. Estas características indicam que as grandes dunas foram formados em maior profundidade de fluxo, enquanto as pequenas dunas é possível que ocorreram em fluxo de menor profundidade, onde a tensão de cisalhamento e taxa de transporte de sedimentos é maior (Yalin, 1977).
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O elemento arquitetural cross bar channel é indicativo de que havia variações no nível de água, onde as barras eram expostas e levaram à formação de pequenos canais que cortam através da parte superior das barras (Bridge, 2003).
Outras estruturas sedimentares também sugerem a ocorrência de variações no nível de água (pelo menos nos topos das barras) sendo a presença de arenito estratificação cruzada de baixo-ângulo, cuja origem, neste trabalho, está relacionada com a migração de formas de leito gerada perto de regime de fluxo superior, onde pequenas ondulações e dunas passam para laminação plano-paralela. As formas de leito criados em condições próximas à transição de marcas onduladas ou dunas para acamamento plano-paralelo de fluxo superior são comuns no topo das barras arenosas em rios entrelaçados (Bristow, 1993; Bridge, 2003). Fielding (2006) argumenta que a preservação de formas de leito, criadas em regime de fluxo superior, é associar uma parte superior de unidades sedimentares e controladas por abruptas quedas no regime de fluxo de rios.
As superfícies de reativação encontradas e que cortam arenitos com estratificação cruzada também, são as chaves para compreender a forma das grandes dunas identificadas na Formação Furnas. Muitas superfícies de reativação, separados por poucos metros umas das outras, são registrados cortando repetidamente uma única camada de estratificação cruzada. Desta forma, as direções de mergulho destas superfícies de reativação são ligeiramente diferentes da direção de mergulho dos foresets. Estas características são semelhantes com o modelo proposto por Haszeldine (1983), para a origem de superfícies de reativação, que o autor explica que algumas dessas superfícies erosivas podem ser geradas pela mudança na posição da linha de crista das formas de leito. Formados durante os períodos de fluxo constante.
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Figura 19. No primeiro exemplo um sistema entrelaçado em período de enchente, o que cria grandes dunas e próximo ao topo, pequenas dunas em pequena profundidade. O segundo modelo é o estágio de vazante, onde a parte superior da barra é exposta, em águas rasas e as dunas são rebaixadas durante fluxos de alta velocidade. Neste local também se forma os cross
