PROGRAMA INSTITUCIONAL DE BOLSAS DE INICIAÇÃO CIENTÍFICA- PIBIC/FAPESPA RELATÓRIO TÉCNICO CIENTÍFICO FINAL

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ

PRÓ REITORIA DE PESQUISA E PÓS GRADUAÇÃO DEPARTAMENTO DE PESQUISA

PROGRAMA INSTITUCIONAL DE BOLSAS DE INICIAÇÃO CIENTÍFICA- PIBIC/FAPESPA

RELATÓRIO TÉCNICO CIENTÍFICO FINAL

PERÍODO: Agosto de 2014 a agosto de 2015.

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IDENTIFICAÇÃO DO PROJETO:

TÍTULO DO PROJETO DE PESQUISA: Tectônica e estratigrafia do sudeste da Faixa Paraguai (MT) e suas implicações com o sistema petrolífero araras do Neoproterozóico.

NOME DO ORIENTADOR: Joelson Lima Soares.

TÍTULAÇÃO DO ORIENTADOR: Doutorado.

UNIDADE: Instituto de geociências.

TÍTULO DO PLANO DE TRABALHO: Microfácies de rochas carbonáticas do Membro Mocambo (Formação Piauí), região de José de Freitas/PI.

NOME DO BOLSISTA: Isabella de Fátima Santos de Miranda.

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1. INTRODUÇÃO

O Pensilvaniano da Bacia do Parnaíba é marcado por uma importante fase de continentalização associada à Orogenia Eoherciniana que deu origem ao supercontinente Pangea e que ocasionou um extenso processo de desertificação na bacia (Parrish 1993, Goés e Feijó 1994, Vaz et al. 2007, Tabor e Poulsen 2008). A Formação Piauí (Pensilvaniano) apresenta depósitos desérticos que são o registro deste período de desertificação na Bacia do Parnaíba (Goés e Feijó 1994, Vaz et al. 2007). Nestes depósitos a maioria dos trabalhos está relacionada quase sempre ao conteúdo fóssil e ao estudo de isótopos estáveis, tendo pouca ênfase em aspectos estratigráficos e petrográficos (Anelli 1994). A porção superior da Formação Piauí é caracterizada por delgadas camadas de rochas carbonáticas intercaladas com siltitos e argilitos do Membro Mocambo, que por sua vez registra um bioevento local relacionado a uma fase transgressiva dentro da bacia ainda durante o evento de continentalização (Goés e Feijó 1994, Vaz et al. 2007). As rochas carbonáticas do Membro Mocambo, objeto de estudo deste trabalho, são ricas em conteúdo fossilífero composto por microfósseis de invertebrados e fragmento de peixes e plantas (Campanha e Rocha Campos 1979, Assis 1979 e 1980, Anelli et al. 1992 e 1994). Entretanto, existem poucos trabalhos relacionados à descrição e interpretação de microfácies carbonáticas e dos principais processos diagenéticos que afetaram os calcários do Membro Mocambo. Análise de microfácies e dos processos diagenéticos são muito comuns em rochas calcárias com o intuito de desvendar a história pós-deposicional destas rochas e avaliar possíveis potenciais para reservas de hidrocarbonetos (Flügel 2004, Spadini e Marçal 2005, Terra et al. 2010).

2. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO

O local de estudo está inserido no município de José de Freitas, NE do Estado do Piauí. As principais exposições dos calcários do Membro Mocambo estão em cortes de estradas, morros e margens de rios encontrados ao longo da rodovia PI-113 (Figura 1).

3. JUSTIFICATIVA

O principal evento geológico durante o Pensilvaniano na Bacia do Parnaíba foi a continentalização da bacia associada à Orogenia Eoherciniana (Goés e Feijó 1994, Vaz et al. 2007) que ocasionou o fechamento do mar e a formação de extensos depósitos eólicos. O topo da Formação Piauí registra um bioevento local relacionado a uma fase transgressiva que propiciou a formação do calcário Mocambo. Os principais estudos nestes calcários se restringem ao conteúdo paleontológico, enquanto que estudos petrográficos das rochas carbonáticas do Membro Mocambo são muito escassos. Dessa forma, o presente trabalho tem como principal objetivo descrever e interpretar as microfácies, além de descrever alguns aspectos diagenéticos destas rochas na região de José de Freitas, Piauí. O termo microfácies é aplicado a toda descrição e interpretação de dados sedimentológicos e paleontológicas obtidos através de seções delgadas de rochas carbonáticas (Tucker e Wright 1990, Flügel 2004). Portanto, a análise de microfácies possibilitará tecer interpretações a respeito das condições paleoambientais em que os calcários do Membro Mocambo se formaram. O estudo diagenético auxiliará principalmente na identificação de processos pós-deposicionais que podem ter alterado a textura deposicional dos calcários. Atualmente a análise de microfácies tem sido utilizada principalmente para determinar a história deposicional (paleoambiente) e

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diagenética, bem como na caracterização de muitos potenciais reservatórios de petróleo (Flügel 2004).

Figura 1: Mapa de localização com destaque para os afloramentos estudados. (Fonte: Medeiros 2015). 4. OBJETIVOS

O objetivo desta pesquisa é a descrição e interpretação de rochas calcárias do Membro Mocambo utilizando os conceitos da análise de microfácies carbonáticas, as quais auxiliam na identificação das condições paleoambientais em que os sedimentos foram depositados. Secundariamente, pretende-se realizar uma análise diagenética com a finalidade de identificar os processos que podem modificar o arcabouço textural da rocha. Os objetivos específicos desta pesquisa são: 1) Descrição das características petrográficas das rochas carbonáticas da Formação Piauí, no município de José de Freitas, NE do estado do Piauí, classificando e interpretando as mesmas conforme os conceitos de microfácies carbonáticas; 2) fazer possível correlação entre os calcários do Membro Mocambo e outras rochas carbonáticas de mesma idade, e 3) descrever os principais aspectos diagenéticos dos calcários estudados.

5. MATERIAIS E MÉTODOS

Foram descritas 21 lâminas petrográficas de carbonatos no Laboratório de Petrografia do Grupo de Análise de Bacias Sedimentares da Amazônia (GSED), através do microscópio LEICA DM 2700 P, onde também foram realizadas as microfotografias petrográficas através da câmera LEICA MC 170 HD. Para a caracterização petrográfica da composição mineralógica e avaliação dos componentes diagenéticos das rochas calcárias, em cada lâmina se procedeu a contagem de trezentos pontos, seguindo a metodologia de Galehouse (1971). Estas lâminas foram tingidas por um combinado de

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duas soluções, Alizarina Vermelha S ferricianeto de potássio (K₃[Fe(CN)₆]) para distinção entre carbonatos ferrosos e não-ferrosos, tais como a dolomita ferrosa (verde pálido) e não-ferrosa (incolor), e calcita ferrosa (azul a malva) e não-ferrosa (vermelho) (Dickson 1965). As seções delgadas foram tingidas por epóxi azul para melhor visualização dos poros. A classificação das rochas carbonáticas seguiu a proposta de Dunham (1962) e Embry & Klovan (1971) que foi modificada por Wright (1992) que classifica as rochas carbonáticas conforme os componentes em deposicionais (mudstone, wackestone, packstone, grainstones), biológicos (bafflestone, bindstone e framestone) e diagenéticos (microesparito, pseudoesparito, cementstone). Vários termos aditivos foram adicionados por para dar indicação de tamanhos de grãos (floatstone e rudstone) e do tipo de ligação orgânica nos boundstones durante a deposição (Tucker, 1991). A difração de raios- X foi utilizada para determinação da mineralogia de rochas carbonáticas, permitindo uma análise bastante acurada da quantidade de determinado elemento na estrutura cristalina dos minerais (Scholle & Ulmer-Scholle 2003, Flügel 2004). As analises foram realizadas no Laboratório de Difração de Raios-X pertencente ao Instituto de Geociências (IG) da UFPA em difratômetro PANalytical, modelo X’PERT PRO MPD (PW 3040/60).

6. GEOLOGIA REGIONAL

A Bacia do Parnaíba localiza-se na porção noroeste do nordeste brasileiro, abrangendo os estados do Tocantins, Maranhão, Piauí, Ceará e Bahia com uma área total de 668.858 km² e depocentro que atinge cerca de 3.500m (Vaz et al. 2007). A sucessão de rochas sedimentares e magmáticas que compõe a Bacia do Parnaíba está disposta em cinco supersequências. A Supersequência Neocarbonífera-Triássica é caracterizada pelo Grupo Balsas composto pelas formações Piauí, Pedra de Fogo, Motuca e Sambaíba, onde a Formação Piauí corresponde a depósitos continentais litorâneos, sob condição de severa aridez, representada por arenitos, folhelhos e calcários (Goés e Feijó, 1994), e posicionados no Pensilvaniano por Daemon (1974), Campanha e Rocha-Campos (1979), com base em palinologia de conodontes (Souza et. al. 2010).

A Formação Piauí é dividida em duas sucessões, de acordo com Lima e Leite (1978), sendo a inferior composta por arenitos médios, maciços ou com estratificação cruzada de grande porte e intercalações de folhelhos vermelhos, e a superior constituída por arenitos vermelhos, amarelos, finos a médios, com intercalações de folhelhos vermelhos, calcários e finas camadas de sílex. Ocorrem ainda siltitos e lentes conglomeráticas. Esta unidade corresponderia a ambientes fluviais, com contribuição eólica e breves incursões marinhas, em um clima semi-árido a desértico (Souza et. al. 2010). O Membro Mocambo apresenta uma espessura de aproximadamente 6 metros, sendo caracterizado por intercalações de camadas tabulares de folhelhos vermelhos e calcários arenosos que se estendem por algumas dezenas de metros. As rochas carbonáticas do Membro Mocambo apresentam um rico conteúdo fossilífero composto basicamente por foraminíferos, conodontes, ostracodes, briozoários, crinoides, equinoides, holoturóides, microgastrópodes, microbivalves, escolecodontes, espiculas de espoja e fragmentos de peixes e plantas (Campanha & Rocha Campos 1979, Assis 1979 e 1980, Anneli et al. 1992 e 1994). Os microfósseis de conodontes indicam uma idade eo-mesopensilvaniana (Morrowana-Derriana) para os calcários da Formação Piauí (Campanha & Rocha Campos 1979).

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7. RESULTADOS

7.1 AFLORAMENTOS ESTUDADOS

Foi realizada a descrição de oito perfis estratigráficos pertencentes ao Membro Mocambo (Medeiros 2015; Figura 2). O conjunto de fácies/microfácies carbonáticas e siliciclásticas da Formação Piauí apresenta máxima espessura de 55 m, exposta na frente de lavra de minas, e nas proximidades de José de Freitas, Estado do Piauí. As localidades visitadas foram o Assentamento Mocambo, cujo nome fornece a denominação dos carbonatos estudados, além da Fazenda Contenda e da Mineradora Icaraí e o centro da cidade de José de Freitas. Os depósitos são caracterizados por dolomitos, arenitos e pelitos com ciclos de raseamento ascendente. A porção basal apresenta camadas centimétricas a métricas, tabulares de arenitos finos cinza a brancos e pelitos de cor preta, onde ambas apresentam laminações onduladas e plano-paralelas, e dolomitos cinzas que possuem estruturas de sobrecarga, icnofósseis, macrofósseis (braquiópodes, cnidários e moluscos), nódulos de carbonatos e gretas de contração (Figura 3).

Seguindo para o topo existe maior presença de pelitos pretos, vermelhos e verdes, em camadas métricas com laminação ondulada e plano paralela que ocorrem intercalados com dolomitos e por vezes arenitos. Tais arenitos são caracterizados por areia fina a média, brancos a cinzas que formam camadas centimétricas com acamamento ondulado, maciços e em pinch e sweel. Os arenitos apresentam ainda laminações onduladas, cruzadas e plano-paralelas, estratificação cruzada tabular, estratificação plano paralela e marcas onduladas. Outras feições como lentes de carbonatos, gretas de contração, convoluções, icnofósseis e níveis de sílica ocorrem preferencialmente nos arenitos do topo do perfil. Já os dolomitos são brancos, cinzas e verdes, centimétricos a métricos, com base erosiva, sendo maciços ou com laminação cruzada.

7.2 MICROFÁCIES

Microfácies são caracterizadas como o total de todos os registros paleontológicos e sedimentológicos que podem ser descritos e classificados em seções delgadas ou amostras de rochas (Flügel, 2004). As descrições petrográficas individualizaram sete microfácies carbonáticas baseadas no conteúdo de matriz e grãos terrígenos, composição dos grãos aloquímicos e estruturas sedimentares. As microfácies estão todas dolomitizadas e recristalizadas e foi utilizada a proposta de Wright (1992) que classifica rochas carbonáticas modificadas pela diagênese. Foram descritas ainda três lâminas de arenitos, classificados como quartzo-arenitos segundo Folk (1974) (Anexo A).

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Figura 3: Aspectos das rochas carbonáticas do Membro Mocambo. A) Dolomitos finos com gretas de contração. B) Camadas tabulares de dolomito finos intercalados como pelitos e arenitos com laminação ondulada que afloram na mina a céu aberto Icaraí. Fonte: Medeiros (2015).

7.2.1 Dolomicroesparito maciço

Macroscopicamente esta microfácies apresenta textura afanítica e coloração cinza a branca, encontrada nos perfis 2 e 4 da Mineradora Icaraí. Microscopicamente é constituída por dolomita fina, bioclastos indiferenciados, poros secundários e grãos siliciclásticos, além de matéria orgânica, óxido-hidróxido de ferro e peloides (Figura 4A). A dolomita (86,4%) é microespática hipidiotópica (cristais entre 4 e 10 m), subtranslúcida, com textura não planar e equigranular. Os bioclastos (4,5%) são difíceis de identificar, pois geralmente estão substituídos ou dissolvidos, porém a maioria apresentam formas curvadas e alongadas semelhantes a conchas com tamanhos que podem chegar a 2,3 mm. Alguns bioclastos estão completamente substituídos por óxido-hidróxido de Ferro (Figura 4B). Os poros são em sua maioria do tipo vug e móldico. Os poros vugs (8,4%) apresentam tamanhos de 400 m e com formas alongadas e subarredondadas irregulares, são caracterizados por preenchimento parcial de dolomita pseudoespática a espática translúcida tipo blocky. Os poros móldicos, chegando a 1 mm, são parcialmente preenchidos por dolomita espática a pseudoespática e tem geralmente formas alongadas e curvadas semelhantes as conchas de bioclastos indiferenciados. É possível observar ainda fantasmas de pelóides. A matéria orgânica (0,7%) é caracterizada por massas amorfas irregulares de coloração preta que ocorrem na forma de “bolsões” isolados na matriz dolomicrítica. Pontualmente é possível identificar cristais anedrais de óxido e hidróxido de ferro que podem apresentar tamanhos de até 90

m. Os grãos terrígenos siliciclásticos são de quartzo e plagioclásio (<1%), onde o primeiro é monocristalino, com tamanhos entre 30 m e 75 m, com extinção ondulante moderada a forte, bem selecionados, arredondados a subarredondados, sem orientação preferencial e com bordas corroídas. Já o plagioclásio tem tamanhos entre 30 m e 50

m, subarredondados, com maclamento albita, bordas corroídas e alteração para argilominerais.

7.2.2 Dolomicroesparito com laminação ondulada

Esta microfácies possui coloração cinza e está localizada na Mineradora Icaraí no perfil 4, é composta por dolomitos finos com laminação ondulada.

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Microscopicamente apresenta dolomita microcristalina, grãos siliciclásticos, matéria orgânica amorfa, óxido-hidróxido de ferro, argilo-minerais e dolomita espática. A matriz é de dolomita hipidiotópica (86,6%) microespática (cristais entre 4 e 10 m) subtranslúcida com textura não planar e fábrica equigranular. Os grãos siliciclásticos são de quartzo monocristalino (2,8%) com tamanhos entre 20 m e 50 m, extinção ondulante moderada, muito bem selecionado, subarredondados a arredondados, com bordas corroídas e orientação preferencial de acordo com a laminação (Figura 4C). A matéria orgânica amorfa (3,4%) ocorre de forma disseminada na rocha ou compondo dissolution seams. Já os cristais de óxido hidróxido de ferro (3,0%) possuem tamanho médio de 40 m, com formas anedrais e ocorre entre os cristais de dolomita. Cristais subedrais de dolomita espática (4,2%) ocorrem preenchendo completamente poros vugs (Figura 4D). A laminação não fica muito evidente na microscopia, mas ela é marcada pela presença abundante de grãos terrígenos e lentes de argilominerais.

7.2.3 Dolomicroesparito com terrígenos

Microfácies caracterizada por coloração cinza e abundante conteúdo de material siliciclástico que foi descrita nos perfis 4 e 8, localizados na Mineradora Icaraí e Fazenda Microscopicamente é composta principalmente por dolomita fina e grãos siliciclásticos, com raras ocorrências de óxido-hidróxido de Ferro, bioclastos e pelóides (Figura 5A). A dolomita é microespática hipidiotópica (cristais entre 4 e 10 m; 81,2%), subtranslúcida, com textura não planar e fábrica inequigranular. Os grãos de quartzo são monocristalinos (16,8%), com tamanhos entre 50 m e 210 m, subangulosos a subarredondados, bem selecionados, sem orientação preferencial, com extinção ondulante principalmente ondulada moderada a forte, mas ocorrendo extinção abrupta, possuem bordas corroídas e por vezes circundadas por óxido-hidróxido de Ferro. O cimento de óxido-hidróxido de ferro (2%) está distribuído pontualmente na rocha, com os cristais chegando a atingir 40 m de tamanho. Já bioclastos indiferenciados apresentam tamanho em aproximadamente 150 m, possuindo uma feição semelhante a envelope micrítico nas bordas dos bicolastos e o interior apresenta preenchimento e substituição por dolomita microespática translúcida granular (Figura 5A). Pode-se identificar ainda, nesta microfácies, fantasmas de pelóides, por vezes porções micríticas e baixa porosidade, a qual é demarcada por raros poros vug e móldico.

7.2.4 Doloesparito maciço

Esta microfácies é caracterizada macroscopicamente por possuir textura afanítica, coloração cinza e esbranquiçada, situada no perfil 4 descrito na Mineradora Icaraí. Microscopicamente o arcabouço é constituído por dolomita hipidiotópica (94,7%), grãos terrígenos (1,3%), óxido-hidróxido de ferro (4%) e raras conchas bioclásticas (Figura 5B). A dolomita é pseudoespática (cristais < 10 m), com cristais de tamanhos entre 11 m e 27 m, subtranslúcida com fábrica não planar e equigranular. Os grãos terrígenos são representados principalmente por grãos de quartzo e secundariamente pela microclina, sendo os quartzos monocristalinos, com tamanhos entre 8 m e 85 m, bem selecionados, subangulosos a subarredondados, apresentando ainda extinção ondulante moderada a leve e bordas corroídas. Já microclina tem tamanho em 50 m, sendo subangular, com bordas corroídas e maclamento polissintético. O cimento de óxido-hidróxido de ferro ocorre pontualmente na rocha

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entre os cristais de dolomita atingindo tamanho médio de 5 m. Circundando os cristais de dolomita ocorre matéria orgânica amorfa. Na lâmina petrográfica foram identificadas fraturas preenchidas por dolomita microespática translúcida tipo granular. A porosidade é incipiente sendo do tipo vug e móldico. As conchas ocorrem desarticuladas em tamanhos médios de 120 m, onde alguns foram completamente dissolvidos formando porosidade móldica. É possível observar ainda dolomita espática preenchendo os poros vug.

7.2.5 Doloesparito com laminação ondulada

Possui macroscopicamente textura afanítica e coloração cinza, sendo descritas no perfil 4 da Mina Icaraí. É caracterizada por dolomita hipidiotópica (79,4%) pseudoespática (10 m a 24 m), subtranslúcida, textura não planar e fábrica equigranular, sendo possível identificar fantasmas de pelóides com formas alongadas. Os grãos de quartzo (3,3%) são monocristalinos, entre 40 m e 80 m, com extinção ondulante leve a moderada, bem selecionados, subangulosos a subarredondados, com bordas corroídas, fraturados e exibindo orientação preferencial de acordo com a laminação, sendo esta bem evidenciada por argila que cobrem os cristais de dolomita. A matéria orgânica (1%) ocorre muito raramente entre os cristais de dolomita. Já o óxido-hidróxido de ferro (4,4%) ocorre pontualmente na rocha, em formas de cristais anedrais e tamanho de 45 m. Localmente ocorrem estilólitos e dissolution seams preenchidos por óxido-hidróxido de ferro e matéria orgânica. Conchas de bivalves (5,1%) ocorrem comumente desarticulados e chegam a atingir 350 m de tamanho e são substituídos parcialmente e completamente por dolomita translúcida pseudoespática a espática, onde a textura dominante é blocky. Cristais de dolomita (4,2%) pseudoespática a espática do tipo blocky preenchem totalmente poros vugs e os cristais chegam a atingir 550 m. Uma fratura existente é preenchida parcialmente por dolomita translúcida microespática, das bordas para o centro exibindo textura bladed (Figura 5C). Já a porosidade (2,6%) é caracterizada por poros em fraturas e intercristalina.

7.2.6 Dolograinstone peloidal

Esta microfácies possui coloração cinza, sendo descrita na porção basal do perfil 1, no Assentamento Mocambo. Microscopicamente é marcada pela presença de dolomita hipidiotópica microespática (23,3%) com cristais entre 6 e 10 m com porções micríticas (11%) subtranslúcidas e pseudoespáticas (3%) translúcida, com romboedros de cristais euédricos, relacionada a preenchimento de poros interpartículas como cimento do tipo drusy a granular, onde a textura geral da fábrica é não planar e inequigranular. A rocha é caracterizada por pelóides, bivalves e bioclastos indiferenciados, além de óxido hidróxido de ferro e matéria orgânica (Figura 5D). Os pelóides (47,5%) têm tamanhos entre 153 m e 100 m, com formas arredondadas a alongadas. Os bivalves (4,2%) ocorrem desarticulados e raramente fragmentados, com tamanhos entre 350 m e 4 mm. A maioria dos bivalves apresentam envelope micrítico e interior preenchido total ou parcialmente por cimento de dolomita microespática translúcida. Raros bivalves apresentam substituídos por dolomita espática translúcida, a qual pode preencher totalmente ou parcialmente. Os bioclastos indiferenciados (1%) possuem dimensões entre 250 m e 2 mm, formas angulares a arredondadas e estão micritizados ou com envelope micrítico nas bordas e interior preenchido parcialmente ou totalmente por dolomita pseudoespática. A matéria orgânica (2,1%) e o cimento de óxido hidróxido de ferro (5,3%) ocorrem de forma disseminada entre os cristais de

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dolomita e os bioclastos. Cristais de dolomita espática (0,5%) preenchem totalmente os poros vugs que por sua vez apresentam formas alongadas a irregulares e chegam a 2,3 mm de tamanho. A porosidade é evidenciada por poros interpartículas, vug (1,1%), móldicos (1%) e intrapartículas. Por vezes é possível observar dolomita translúcida espática e em menor proporção a matéria orgânica, preenchendo poros interpartículas, onde a textura dominante dos cristais de dolomita é blocky.

7.2.7 Dolograinstone peloidal com bivalves

Esta microfácies é caracterizada pela abundância de cimento de dolomita e vários bioclastos fragmentados (Figura 5E), ocorrendo na base do perfil 1 da área do Assentamento Mocambo, na base do perfil 1. Microscopicamente esta rocha é composta por dolomita hipidiotópica (22,6%), microespática subtranslúcida com textura não planar. Os grãos de quartzo possuem tamanhos entre 30 m e 90 m, são subarredondados a arredondados, muito bem selecionados, com extinção ondulante moderada e bordas corroídas. Os grãos de feldspato são representados por plagioclásio, com tamanho médio de 35 m, arredondado, com bordas corroídas, preservando o maclamento albita e exibindo alteração para argilominerais. Matéria orgânica ocorre comumente envolvendo os bioclastos. Os foraminíferos (1%) englobam os miliolídeos, as fusilinas e globigerinas, onde os miliolídeos possuem tamanho médio de 160 m, com forma mililóide, bordas micritizadas e interior preenchido por dolomita microespática. Já as fusilinas apresentam tamanhos em 135 m, com característica estreptoespiral, bordas com dolomita microcristalina subtranslúcida e interior com dolomita pseudoespática translúcida. As globigerinas ocorrem com tamanhos de 130

m, sendo caracterizadas por suas câmaras globulares com bordas micritizadas e interior de dolomita microespática.

Os bioclastos de moluscos são representados pelos gastrópodes e bivalves. Os gastrópodes (1%) possuem tamanhos em 460 m, onde as melhores visualizações consistem nas seções longitudinais, espiraladas com a carapaça substituída por dolomita microespática e câmaras preenchidas por micrito. Os bivalves (13,1%) ocorrem pouco fragmentados e desarticulados, sendo este último divididos em dois grupos, A e B. O grupo de bivalves desarticulados A possuem tamanhos em 450 m e 4 mm, com interior preenchido parcial ou totalmente por dolomita microespática a espática predominantemente do tipo blocky, sendo que algumas foram completamente dissolvidas evidenciando poros móldicos. Já os bivalves desarticulados B são caracterizados por formas irregulares e longas, semelhantes a filamentos chegando a atingir 3,8 mm, exibindo interior preenchido parcialmente por dolomita microespática. Os bivalves pouco fragmentados possuem tamanhos entre 200 m e 320 m, com a concha preenchida por dolomita microespática. Ocorrem ainda bivalves muito fragmentados. Alguns bivalves foram identificados como pertencentes ao gênero Wilkingea (Medeiros 2015). Os braquiópodes apresentam tamanho de 1,6 mm, onde suas estruturas internas são pouco aparentes, mas sua seção longitudinal revela formas crenuladas em seu interior, preenchido por dolomita microespática granular.

Os pelóides (35,30%) variam em tamanhos, entre 60 m e 200 m, possuindo formas alongadas a arrendodadas e apresentam franjas isópacas de cimento de dolomita tipo bladed. Os bioclastos indiferenciados (12,4%) apresentam tamanhos entre 150 m, por vezes arredondados, alongados a triangulares. Os bioclastos indiferenciados com formas triangulares tem tamanho de 1,2 mm, com vértices arredondados, bordas micritizadas e interior substituído por dolomita pseudoespática (parcial ou totalmente). Pode-se observar a presença de bioturbação, chegando a atingir 3,5 mm, com interior

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preenchido por micrito. O cimento de óxido hidróxido de ferro (2%) ocorre entre os bioclastos, com forma amorfa. Já a matéria orgânica (1%) apresenta cor preta e está pontualmente na rocha. A porosidade é caracterizada por poros interpartículas (2,6%), intrapartículas (0,5%), móldicos (4,2%) e vug (3,3%). Alguns poros vugs são preenchidos parcialmente por dolomita espática e poros interpartículas são parcialmente preenchidos por dolomita pseudoespática com cristais escalenoédricos. Os poros intrapartículas em alguns bioclastos indiferenciados e bivalves são parcialmente preenchidos por dolomita do tipo bladede cristais largos escalenoédricos.

7.2.8 Quartzo arenito

As camadas de quartzo-arenitos possuem coloração branca, grãos no tamanho areia fina e laminação ondulada, ocorrendo no perfil 1 no Assentamento Mocambo. Microscopicamente é caracterizada por grãos de quartzo monocristalino (78,6%), em menor frequência grãos de quartzo policristalinos, com tamanho entre 120 a 250 m, sendo estes subangulosos a subarredondados com extinção principalmente ondulante moderada a fraca e abrupta com alguns grãos possuindo bordas corroídas e outros com sobrecrescimento de sílica, apresentando contato de compromisso (Figura 5F). O feldspato é representado por plagioclásio (2,7%) com tamanhos de aproximadamente 150 m, subangulosos moderadamente fraturados com maclamento albita e parcialmente alterados para argilominerais, e microclina com grãos de 130 m com maclamento polissintético substituídos para argilominerais. O cimento de óxido-hidróxido (0,9%) de ferro ocorre disseminado. Os contatos entre os grãos são principalmente côncavo-convexos e retos. O empacotamento da rocha é fechado a normal, segundo o Índice de Kahn, e a porosidade (17,8%) é caracterizada pela existência de poros intergranulares ampliados por dissolução. Em poucas porções da rocha ocorre pseudomatriz e argila entre os grãos. Raramente ocorre cimento de dolomita xenotópico microespático, equigranular.

7.3 DIFRAÇÃO DE RAIOS-X

A difração de raios-X foi realizada nas microfácies carbonáticas e de arenitos mais representativas (Figura 6), para identificação da composição química, bem como sua proporção nas rochas. Pode-se observar presença dominante da dolomita em todas as microfácies carbonáticas e ainda presença do argilomineral montmorilonita e ilita tanto nas microfácies dolomicroesparito maciço, quanto na doloesparito com laminação ondulada. Os grãos terrígenos são representados pela ocorrência de quartzo e plagioclásio (albita) nas amostras carbonáticas. Quartzo e microclinas são os mais comuns nos quartzo arenitos.

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Figura 4: Microfácies carbonáticas da Formação Mocambo. A) Dolomicroesparito maciço com bioclastos indiferenciados na forma de conchas, grãos de quartzo e “bolsões” de matéria orgânica. B) Dolomicroesparito maciço, apresentando bioclastos indiferenciados recobertos por óxido-hidróxido de ferro. C) Dolomicroesparito com laminação ondulada, onde os grãos de quartzo são orientados de acordo com a laminação. D) Dolomicroesparito com laminação ondulada mostrando porosidade vug preenchida por dolomita espática.

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Figura 5: Microfácies carbonáticas da Formação Mocambo. A) Dolomicroesparito com terrígenos caracterizado por bioclastos indiferenciados (círculos), raros poros vugs e abundantes grãos terrígenos de quartzo. B) Doloesparito maciço. C) Fratura parcialmente preenchida por dolomita microespática de textura bladed nas bordas, evidente na microfácies doloesparito com laminação ondulada. D) Dolograinstone peloidal. E) Dolograinstone peloidal com bivalve, exibindo bioclastos indiferenciados, peloides e poros interparticulas parcialmente preenchidos por dolomita. F) Arcabouço fechado, grãos bem selecionados e subangulosos do quartzo-arenito.

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Figura 6: Difração de raios-X das microfácies do Membro Mocambo. A) DRX referente a microfácies dolomicroesparito maciço com dolomita, quartzo, ilita e montmorilonita. B) Doloesparito com laminação ondulada. C) Dolomicroesparito com terrígenos apresentando minerais de dolomita, quartzo e albita. D) Quartzo arenito com altos picos de quartzo e secundariamente, albita e microclina. Mnt = montmorilonita, Mc = microclima, Qtz = quartzo, Dol = dolomita, ill = ilita, Ab = albita.

8. DISCUSSÃO E INTERPRETAÇÃO

A partir da descrição de macrofósseis (Medeiros, 2015) e microfósseis, é possível determinar a salinidade das águas que afetaram as rochas carbonáticas em questão, baseada na distribuição de organismos relacionados a salinidade (Figura 7; Flügel 2004). Na microfácies dolograinstone peloidal com bivalves, é possível identificar grande diversidade faunística como foraminíferos plantônicos, gastrópodes, bivalves e braquiópodes, além de equinodermas cnidários (macrofósseis), os quais caracterizam água euhalina marinha normal (entre 30% e 40% de salinidade).

As microfácies dolograinstones e as camadas de quartzo-arenitos sugerem ambiente de alta energia devido principalmente a grande quantidade de material terrígeno, ausência de lama carbonática, alta maturidade textural e composicional dos siliciclásticos. A abundância de bioclastos fragmentados e desarticulados também indicam intenso transporte e retrabalhamento de bioclastos no ambiente deposicional. A predominância de laminações onduladas e planas nestes depósitos sugerem também águas rasas. Porém, estas condições não foram predominantes nos mares rasos do Carbonífero da Bacia do Parnaíba.

A predominância de microfácies composta de dolomita fina sugerem condições de baixa energia. As microfácies dolomicrosparitos e doloesparitos, apesar da intensa dolomitização que modificou a textura original da rocha, são típicas de ambientes de águas calmas com esporádicos influxos de terrígenos. A presença de raros grãos de quartzo e laminações onduladas pode estar relacionada com uma maior proximidade das áreas costeiras. Gretas de contração são evidencias de exposição subaérea. Enquanto que a baixa abundância e diversidade de bioclastos nestas microfácies podem indicar um ambiente estressante ou uma restrição ecológica. A presença de montmorilonita dioctaédrica, bem como a albita e a microclina, revelam a predominância de clima árido a semiárido na região na época de deposição. Todas estas características sugerem um

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ambiente deposicional de águas relativamente rasas e restritas sujeitas a períodos de rebaixamento do nível d’água como lagunas costeiras ou planícies de maré em um ambiente de clima árido a semiárido.

Figura 7: Distribuição aproximada de alguns organismos recentes em relação à salinidade. Esta figura não abrange exceções raras (modificado de Flügel, 2004). Em destaque laranja os bioclastos descritos neste relatório

Os processos diagenéticos que afetaram os carbonatos do Membro Mocambo caracterizam-se por: micritização, neomorfismo, dissolução, compactação, dolomitização e cimentação. Estes processos por vezes são tão intensos que obliteram as estruturas e feições primárias dos carbonatos, dificultando a interpretação primária das estruturas. A micritização é um processo, onde os bioclastos são alterados no assoalho oceânico ou pela influência de algas endolíticas, fungos ou bactérias. Neste processo, os envelopes micríticos são gerados e se a influência endolítica for forte, serão completamente micritizados (Tucker, 1991).

O neomorfismo ocorre durante a percolação de fluidos na dissolução-precipitação, onde o tipo de neomorfismo é o aggrading, que ocorre principalmente em carbonatos de granulação fina (Tucker, 1991), levando ao aumento nos tamanhos dos cristais observados principalmente em dolomicritos, podendo resultar nas laminações identificados em dolomicroesparito com laminação ondulada e doloesparito com laminação ondulada. A ocorrência de “fantasmas de pelóides” na microfácies dolomicroesparito maciço, também é interpretada como neomorfismo, onde a dolomita microcristalina foi recristalizada para microespática. Evidências petrográficas de recristalização de dolomitas incluem um aumento na quantidade de interfaces não-planares em contraste com as não-planares (Flügel, 2004), presentes em todas as microfácies. Geralmente fábricas hipidiotópicas indicam recristalização de dolomitos durante o soterramento. A dissolução de sedimentos carbonáticos e cimentos previamente litificados, ocorrem em pequena e larga escala quando os fluidos que atravessam os poros são insaturados a respeito da mineralogia do carbonato. A dissolução de carbonato pode ocorrer em vários ambientes diagenéticos (Tucker, 1991).

A compactação ocorre quando os sedimentos de carbonatos são soterrados e a porosidade primária é diminuída pela geração de um arcabouço mais fechado (Tucker, 1991). Os grãos podem ainda dissolver ao ponto de produzir contatos

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côncavo-convexos observados nos grãos que compõem as camadas de quartzo-arenitos. Estilólitos presentes em doloesparito com laminação ondulada e dissolution seams das microfácies dolomicroesparito com laminação ondulada e doloesparito maciço, são gerados por compactação química em carbonatos previamente litificados sendo geradas por sobrecarga de sedimentos.

Bioclastos largos foram dissolvidos para formar poros móldicos, principalmente conchas de bivalves e mais raramente braquiópodes. As conchas de bivalves são mais facilmente dissolvidas devido a sua composição predominantemente aragonítica, enquanto que os braquiópodes são mais raramente dissolvidos devido a composição das conchas serem geralmente de calcita, mais estável durante a diagênese.

Os tipos e fábricas de cimentos nas microfácies individualizaram dois ambientes diagenéticos principais: o marinho freático e o de soterramento. O ambiente marinho freático apresenta seus poros preenchidos por água marinha, sendo caracterizado em água rasas por sua supersaturação em carbonato de cálcio e rápida cimentação por calcita magnesiana (Flügel 2004). O tipo de cimento indicador deste ambiente é o bladed evidente nas microfácies dolograinstone peloidal com bivalves e doloesparito com laminação ondulada, o cimento microcristalino que ocorre principalmente em algumas porções da microfácies dolograinstone peloidal. O ambiente de soterramento profundo ocorre em subsuperfície, abaixo do alcance processos tidos como de superfície, e é caracterizado pela presença de compactação física e química (estilólitos e dissolution seams), cimentação, redução de porosidade e ocorrência de dolomitização de soterramento. Os cimentos característicos são o mosaico drusy (dolograinstone peloidal), mosaico granular (doloesparito maciço, dolograinstone peloidal com bivalves e dolomicroesparito maciço) e blocky (dolomicroesparito maciço, doloesparito com laminação ondulada, dolograinstone peloidal e dolograinstone peloidal com bivalves).

As rochas apresentam ainda estágio avançado de dolomitização, onde todo o carbonato de cálcio foi substituído por dolomita ou dissolvido, restando apenas relictos de calcita. Os modelos de dolomitização consideram fatores como fonte de Mg (geralmente água marinha), movimentação de grandes volumes de água através de sedimento e redução das inibições cinéticas (Warren, 2000). Vários modelos de dolomitização são encontrados na literatura especializada, porém a ocorrência de folhelhos negros e vermelhos próximos ou intercalados com as camadas de dolomitos sugere que um modelo em subsuperfície seja mais adequado para explicar à intensa dolomitização que ocorreu nos carbonatos do Membro Mocambo. No modelo de dolomitização em subsuperfície as soluções responsáveis por este processo podem provir de pelitos compactados associados a carbonatos, onde uma fonte de Mg é provavelmente a esmectita (montmorilonita), a qual transforma-se em ilita sob condições de temperaturas mais elevadas (70-190 °C) de acordo com a reação abaixo (Tucker 1991).

Esmectita (montmorilonita) + K-Feldspato  ilita + ₊ ₊

A presença dominante de montmorilonita dioctaédrica como argilomineral esmectítico, bem como a albita e a microclina analisadas nos difratogramas de raios X, sugerem que tais processos de transformação que podem levar a dolomitização foram comuns durante a diagênese destas rochas carbonáticas.

A porosidade é principalmente secundária, sendo caracterizada por fábricas de poros seletivos, como poros interpartículas, intrapartículas e móldicos, e fábricas não-seletivas definidas por poros vug e em fraturas (estes último em menor proporção). A formação de porosidade secundária por dissolução ocorre em qualquer ponto da história

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diagenética e os pré-requisitos fundamentais são a existência de uma solução insaturada em carbonato e fluidos que transportam as soluções. Diagênese com controle termal de folhelhos associados à redução de água em argilas e transformação de esmectita para ilita podem formar soluções de dissolução que diminuam o estado de saturação dos fluidos (Flügel, 2004). A grande quantidade de poros móldicos nas microfácies dolograinstone peloidal e dolograinstone peloidal com bivalves, sugerem dominância maior de lixiviação de grãos instáveis (como aragonita) e cimentação.

Em razão da presença de macrofósseis e microfósseis a Formação Piauí pode ser correlacionada as rochas da Formação Itaituba da Bacia do Amazonas, de idade Carbonífera, e ainda com os grupos Tarma e Copacabana do Peru e com as formações América do Norte e Canõ Indio da Venezuela onde bivalves do gênero Wilkingea também são descritos (Medeiros, 2015).

9. CONCLUSÕES

O estudo das microfácies dos depósitos carbonáticos de idade Carbonífera Superior da Formação Piauí, possibilitou a individualização de oito microfácies: dolomicroesparito maciço, dolomicroesparito com laminação ondulada, dolomicroesparito com terrígenos, doloesparito maciço, doloesparito com laminação ondulada, dolograinstone peloidal, dolograinstone peloidal com bivalves e quartzo-arenito.

Os estudos petrográficos e faciológicos permitiram a interpretação de ambiente de plataforma epicontinental para os carbonatos descritos da Formação Piauí, depositados em águas rasas de caráter euhalina marinha normal e clima árido, sugerido pela presença de esmectita, microlina e albita. Nesse contexto, ocorrem microfácies indicando alta energia no ambiente como os grainstones e quartzo arenitos, e baixa energia representam pelos dolomicroesparitos e doloesparitos maciços e laminados com influxo de terrígenos (dolomicroesparito com terrígenos). Os processos diagenéticos que afetaram os carbonatos do Membro Mocambo caracterizam-se por: micritização, compactação, cimetnação, dissolução, neomorfismo e intensa dolomitização. Estes processos por vezes são tão intensos que obliteram as estruturas e feições primárias dos carbonatos, dificultando a interpretação primária das estruturas.

Bivalves do gênero Wilkingea, podem ser correlacionados com os bivalves de mesmo gênero presentes nos carbonatos existentes na Formação Itaituba da Bacia do Parnaíba, com os grupos Tarma e Copacabana do Peru, e com as formações América do Norte e Canõ Indio da Venezuela.

Os dados obtidos neste trabalho fornecem subsídios para o entendimento da sedimentação e processos diagenéticos dos carbonatos Pensilvanianos da Bacia do Parnaíba e suas respectivas correlações.

10. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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ANEXO A

Amostras Microfácies

MO-02-01 Dolomicroesparito maciço

MO-04-08 Dolomicroesparito com laminação ondulada

MO-04-11 Doloesparito maciço

MO-04-12 Doloesparito maciço

MO-04-02 Doloesparito com laminação ondulada

MO-08-02 Dolomicroesparito com terrígenos

MO-01-04 Dolomicroesparito com terrígenos

MO-01-06 Dolograinstone peloidal

MO-01-07 Dolograinstone peloidal com bivalves

MO-01-03 Quartzo arenito

MO-04-17 Quartzo arenito

MO-04-13b Quartzo arenito