MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE … · I. 1.4.2. Caracterização petrográfica ... infiltração mecânica, pirita framboidal, sobrecrescimento de feldspato, cimentação

MINISTÉRIO DA EDUCAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

JÉSSICA MELANYA SISTI DE PAIVA

PETROGRAFIA E DIAGÊNESE DA FORMAÇÃO PIMENTA BUENO - BACIA DOS

PARECIS, RONDÔNIA

Orientadora

Profª. Drª. Gislaine Amorés Battilani

Co-orientadora

Profª. Drª. Rúbia Ribeiro Viana

CUIABÁ 2016

ii

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO

REITORIA

Reitora

Profª. Drª. Maria Lucia Cavalli Neder

Vice-Reitor

Profº. Dr. Francisco José Dutra Solto

PRÓ-REITORIA DE PÓS-GRADUAÇÃO

Pró-Reitora

Profª. Drª. Leny Caselli Anzai

FACULDADE DE GEOCIÊNCIAS

Diretor

Profº. Dr. Paulo César Corrêa da Costa

Vice-Diretor

Profº. Dr. Carlos Humberto da Silva

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS

Coordenador

Profº. Dr. Ronaldo Pierosan

Vice-Coordenador

Profº. Dr. Jayme Alfredo Dexheimer Leite

iii

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO N° 75ª

PETROGRAFIA E DIAGÊNESE DA FORMAÇÃO PIMENTA BUENO - BACIA DOS

PARECIS, RONDÔNIA.

Jéssica Melanya Sisti de Paiva

Orientadora

Profª. Drª. Gislaine Amorés Battilani

Co-orientadora

Profª. Drª. Rúbia Ribeiro Viana

Dissertação apresentada ao Programa de Pós- Graduação em Geociências do Instituto de Ciências Exatas e da Terra da Universidade Federal de Mato Grosso como requisito parcial para a obtenção do Título de Mestre em Geociências.

CUIABÁ 2016

iv

v

Petrografia e Diagênese da Formação Pimenta Bueno - Bacia dos Parecis, Rondônia

BANCA EXAMINADORA

_______________________________________ Profª. Dra. Gislaine Amorés Battilani

Orientadora (UFMT)

_______________________________________ Profª. Drª. Silane Aparecida Ferreira da Silva Caminha

Examinadora Interna (UFMT)

_______________________________________ Prof. Dr. Jackson Douglas Silva da Paz

Examinador Externo (UFRR)

vi

Agradecimentos

Agradeço a Deus por ter me dado condições de lutar e conseguir chegar até aqui.

Manifesto gratidão a Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT), ao Programa de Pós –

Graduação em Geociências (PPGEC), ao Programa Nacional de Cooperação Acadêmica (PROCAD -

096/2007), ao Programa de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES), pela concessão

de bolsa de mestrado, a Fundação de Amparo a Pesquisa do Estado de Mato Grosso (FAPEMAT) pelo

suporte financeiro através do edital 009/2009 - PRONEX (FAPEMAT/CNPq).

Meus sinceros agradecimentos à Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM), por

disponibilizar as amostras do testemunho PB 01 – RO, utilizadas nesse trabalho.

Meus agradecimentos a Drª Elizabete Pedrão Ferreira, por me supervisionar durante a visita

técnica ao CENPES/PETROBRAS.

Agradeço a minha orientadora, Gislaine, pelo exemplo profissional, dedicação, contribuição e

pela grande paciência, cabe a poucos o dom de ensinar, às professoras Rúbia Viana e Silane Caminha,

pelo exemplo, pelos incentivado e bons conselhos.

Agradeço também ao Mauricio José dos Reis e a Danielli Marino por terem colaborado na

etapa de preparação de amostras, interpretação dos difratogramas dos argilominerais e na edição das

fotografias das amostras macroscópicas e microscópicas, respectivamente. À Thais Cardoso Tobias e a

professora Evelyn Sanchez, pelas sugestões, correções, dedicação e ensinamentos de grande

importância a cerca do conteúdo palinológico.

Agradeço a minha família e amigos, por acreditarem e investirem em mim, por fazerem dos

meus dias mais felizes me mostrando o porquê de continuar, em especial à minha mãe, pois sem ela

nada seria de mim.

Á todos meus sinceros agradecimentos, pois sozinha eu não teria conseguido chegar até aqui!

vii

Sumário

Agradecimentos......................................................................................................................................vi

Sumário..................................................................................................................................................vii

Resumo.................................................................................................................................................xiii

Abstract..................................................................................................................................................xiv

CAPÍTULO I...........................................................................................................................................1

INTRODUÇÃO........................................................................................................................................1

I. 1. INTRODUÇÃO......................................................................................................................1

I. 1.1. Objetivos....................................................................................................................2

I. 1.2. Localização................................................................................................................2

I. 1.3. Estrutura da dissertação.............................................................................................3

I. 1.4. Materiais e métodos de pesquisa...............................................................................4

I. 1.4.1. Amostragem..................................................................................................4 I. 1.4.2. Caracterização petrográfica..........................................................................4 I. 1.4.3. Difração de raios-X (DRX)..........................................................................5 I. 1.4.4. Energia dispersiva de raios-X (EDX)...........................................................5 I. 1.4.5. Microscopia eletrônica de varredura............................................................5 I. 1.4.6. Análises palinológicas..................................................................................6

I. 2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL........................................................................................7

CAPÍTULO II.......................................................................................................................................16

ARTIGO I...............................................................................................................................................16

RESUMO.....................................................................................................................................16

ABSTRACT...................................................................................................................................17

II. 1. INTRODUÇÃO.........................................................................................................17

II. 2. GEOLOGIA REGIONAL.........................................................................................19

II. 3. MATERIAIS E MÉTODOS......................................................................................22

II. 4. ANÁLISE PETROGRÁFICA...................................................................................22

II. 5. ANÁLISES COMPOSICIONAL E QUÍMICA........................................................29

II. 6. PROCESSOS DIAGENÉTICOS E HISTÓRIA EVOLUTIVA...............................31

II. 6.1. Eodiagênese..................................................................................................31

II. 6.2. Mesodiagênese.............................................................................................33

II. 6.3. Telodiagênese...............................................................................................37

II. 7. DISCUSSÃO E CONCLUSÕES..............................................................................39

Agradecimentos..................................................................................................................41

Referências Bibliográficas.................................................................................................41

viii

CAPÍTULO III......................................................................................................................................46

ARTIGO SUBMETIDO À GEONOMOS.............................................................................................46

RESUMO.....................................................................................................................................46

ABSTRACT...................................................................................................................................46

III. 1. INTRODUÇÃO..................................................................................................................47

III. 2. GEOLOGIA REGIONAL..................................................................................................48

III. 3. MÉTODOS.........................................................................................................................49

III. 4. RESULTADOS..................................................................................................................50

III. 5. DISCUSSÕES....................................................................................................................55

III. 6. CONCLUSÕES..................................................................................................................56

Agradecimentos............................................................................................................................56

Referências Bibliográficas............................................................................................................56

CAPÍTULO IV......................................................................................................................................59

ANÁLISE PALINOLÓGICA.................................................................................................................59

IV. 1. RESULTADOS..................................................................................................................59

IV. 1.2. Acritarcos..............................................................................................................60

IV. 1.3. Incertae Sedis........................................................................................................61

CAPÍTULO V.......................................................................................................................................64

CONSIDERAÇÕES FINAIS E CONCLUSÕES...................................................................................64

Referências Bibliográficas....................................................................................................................67

ix

Lista de Ilustrações

CAPÍTULO I - INTRODUÇÃO

Figura I. 1. Mapa de localização do testemunho PB 01 - RO. (Modificado de Teixeira 2001 e Dardenne et al. 2006).........................................................................................................................3

Figura I. 2. Coluna litoestratigráfica da Bacia dos Parecis. (Modificado de Bahia et al. 2006 e Batezelli et al. 2014).........................................................................................................................15

CAPÍTULO II – ARTIGO I

Figura II. 1. Mapa de localização do testemunho PB 01 - RO. (Modificado de Teixeira 2001 e Dardenne et al. 2006).......................................................................................................................18

Figura II. 2. Coluna litoestratigráfica da Bacia dos Parecis. (Modificado de Bahia et al. 2006 e Batezelli et al. 2014).........................................................................................................................21

Figura II. 3. Fotomicrografias das rochas carbonáticas: (A e B) Calcarenito fino cimentado por anidrita (LP); (C) Dolomito cimentado por anidrita (LP); (D) Anidrita microcristalina (LP); (E) Calcarenito com oólitos e pelóides (LP); (F) Dolomicrito com anidrita e celestita pervasiva (LP).....................................................................................................................................................................24

Figura II. 4. Fotomicrografias exibindo os resultados das análises por EDS e as feições dos compostos - MEV. (A) Hidrocarboneto; (B) Halita.........................................................................26

Figura II. 5. Perfil estratigráfico do testemunho PB 01-RO..................................................................28

Figura II. 6. Classificação modal das amostras siliciclásticas do testemunho PB 01-RO. (Q=quartzo; F=feldspato; L= fragmentos de rochas) (modificado de Folk 1968)................................................29

Figura II. 7. Fotomicrografias de eventos diagenéticos identificados: (A) infiltração mecânica de argila e coatings de óxido de ferro (LP); (B) pirita framboidal (LP); (C) crescimento autigênico de feldspato (LP); (D) calcita “dente de cão” envolvendo oólitos e pelóides (LN); (E) gipsita preenchendo fratura (LN); (F) sobrecrescimento em torno de grão detrítico de quartzo (LN)..................................................................................................................................................33

Figura II. 8. Fotomicrografias de eventos diagenéticos observado em lâmina delgada. (A) Cimentação por calcedônia (LP); (B) Cimentação por celestita (LP); (C) Cimentação por celestita (LN); (D) Romboédro de dolomita e cimento de anidrita (LP); (E) Dissolução parcial de grão (LN); (F) Poros preenchidos por matéria orgânica – hidrocarboneto (LN)................................................................38

CAPÍTULO III - ARTIGO SUBMETIDO À GEONOMOS

Figura III. 1. Mapa de localização do testemunho PB 01 - RO. (Modificado de Teixeira 2001 e Dardenne et al. 2006).......................................................................................................................48

Figura III. 2. Difratograma de raios – X da amostra PB 01. (a) natural; (b) glicolada e; (c) aquecida............................................................................................................................................50



x




Figura III. 8. Difratograma de raios – X da amostra PB 63. (a) natural; (b) glicolada e (c) aquecida............................................................................................................................................54

Figura III. 9. Valores do Índice de Cristalinidade da Ilita das rochas da Formação Pimenta Bueno................................................................................................................................................55

CAPÍTULO IV - ANÁLISE PALINOLÓGICA

Figura IV. 1. (A) Leiosphaeridia minutíssima; (B) L. crassa; (C) Morfotipo1; (D) Morfotipo 3; (E) e (F) Morfotipo 4; (G) Morfotipo 5; (H) e (I) Morfotipo 6; (J), Microfóssil opaco e (K) fitoclasto estruturado...................................................................................................................................................63

xi

Lista de Tabelas

CAPÍTULO I – INTRODUÇÃO

Tabela I. 1. Períodos geológicos atribuídos para a deposição da Formação Pimenta Bueno................10

CAPÍTULO II – ARTIGO I

Tabela II. 1. Períodos geológicos atribuídos para a deposição da Formação Pimenta Bueno..............20

Tabela II. 2. Resultados em porcentagem máxima, média e mínima dos minerais descritos na contagem modal................................................................................................................................30

Tabela II. 3. Porcentagem dos elementos químicos encontrados nas amostras analisadas...................31

Tabela II. 4. Resumo dos eventos diagenéticos ocorridos na Formação Pimenta Bueno.....................39

CAPÍTULO IV - ANÁLISE PALINOLÓGICA

Tabela IV. 1. Quantidade de espécies recuperadas no testemunho PB 01-RO, Formação Pimenta Bueno................................................................................................................................................60

xii

Lista de Anexos

Anexo 1. Tabela com a relação de amostras coletadas do testemunho de sondagem PB 01-RO.........74

xiii

Resumo

A Bacia dos Parecis é uma das maiores bacias intracratônicas brasileira e, embora de grande

importância, estudos dedicados à sua gênese e conteúdo fossilífero, essenciais para entender a história

evolutiva de uma bacia, são escassos. Neste trabalho, o intervalo estudado corresponde ao denominado

de Formação Pimenta Bueno cujas amostras foram adquiridas do testemunho de sondagem PB 01- RO

e permitiu caracterizar o ambiente deposicional, a evolução diagenética, estágio

diagenético/metamórfico a que essas rochas foram submetidas e a provável idade de deposição da

referida formação. Os estudos petrográficos de arenitos permitiram classificá-los como subarcósios,

constituídos principalmente por grãos de quartzo, feldspatos e fragmentos de rocha. A evolução

diagenética revelou-se complexa, caracterizada por vários processos que ocorreram em diferentes

fases. A eodiagênese é marcada, nas rochas siliciclásticas, por cimentação de hematita, argilas de

infiltração mecânica, pirita framboidal, sobrecrescimento de feldspato, cimentação de gipsita e halita.

Na mesodiagênese ocorreu cimentação por sílica, calcita, dolomita e anidrita, compactação mecânica e

química, recristalização, dissolução, substituição, argila autigênica, cimentação por zircão e

precipitação de óxido de titânio. Análises de microscopia eletrônica revelaram a presença de

hidrocarboneto preenchendo espaços porosos. Nas rochas carbonáticas, durante a eodiagênese, ocorreu

cimentação por pirita framboidal, calcita “dente de cão” e gipsita. Na mesodiagenêse ocorreram

compactações mecânica e química, cimentação por anidrita, celestita, calcita, dolomitização,

dissolução e substituição. Não foram observados processos diagenéticos relacionados à telodiagenêse

nas rochas carbonáticas. Por meio da difração de raios – x, foi possível caracterizar os argilominerais

obter os parâmetros do Índice de Kübler (Índice de Cristalinidade da Ilita). Os resultados indicam que

essas rochas encontram-se no limite da Anquizona/Epizona e, a média das medidas da largura a meia

altura (FWHM) é de 0,16°. A análise de difratometria de raios – x indicou a presença de clorita, ilita,

pirofilita, caulinita e esmectita (montmorilonita). Além das espécies bem definidas, identificou-se,

também, argilominerais interestratificados de ilita/esmectita (regular e irregular) e clorita/esmectita.

Os microfósseis encontrados foram correlacionados a exemplares da literatura, os quais sugerem que a

idade de deposição dessa formação seja neoproterozoica.

Palavras – Chaves: Bacia dos Parecis, Formação Pimenta Bueno, Diagênese, Palinologia,

Cristalinidade da Ilita.

xiv

Abstract

The Parecis Basin is one of the largest Brazilian intracratonic basins and although of great

importance, studies dedicated to its genesis and fossil content, essential to understanding the

evolutionary history of a basin, are scarce. This work focused on the rocks of the Pimenta Bueno

Formation whose samples were acquired from the PB 01- RO core and allowed to characterize the

depositional environment, the diferents diagenetic events as well as the factors that influenced them

and allowing inferring the diagenetic evolution of the basin. The petrographic studies allowed

classified the sandstones as subarcósios constituted by quartz, feldspar, rock fragments and heavy

minerals. The diagenetic evolution has proved complex, characterized by a number of processes that

occurred in diferents stages. The eodiagênese is marked, in siliciclastic rocks, by cementation of

hematite, mechanical infiltration clays, framboibal pyrite, feldspar overgrowth, gypsum and halite

cementation. In the mesodiagenesis occurred cementation by silica, calcite, dolomite and anhydrite,

mechanical and chemical compaction, recrystallization, dissolution, replacement, autigênica clay,

cementation zircon and titanium oxide precipitation. Electron microscopy analysis revealed the

presence of hydrocarbon filling pore. In the carbonate rocks in the eodiagenesis precipitated

framboidal pyrite, calcite "Dog tooth" and gypsum. In the mesodiagenesis occurred mechanical and

chemical compaction, cementation by anhydrite, celestite, calcite, dolomitization, dissolution and

replacement. No have been identified diagenetic processes related to telodiagenese. Analysis of

diffraction X - ray allowed to characterize the clay minerals present in the clay fraction and obtain the

parameters of the Kübler Index (Crystallinity Index of Illite). The results indicate that the rocks are at

the limit of Anquizone/ Epizone and the average width measured at half height (FWHM) is 0.16 °.

Diffraction analysis X - ray indicated the presence of chlorite, illite, pyrophyllite, kaolinite and

smectite (montmorillonite). In addition to the well-defined species, it were identified also

interstratified of clay minerals of illite/ smectite (regular and irregular) and chlorite/smectite. The

microfossils found were related to correlate them to literature, which suggest that the age of deposition

of this formation is neoproterozoic.

Keywords: Parecis Basin, Pimenta Bueno Formation, Diagenesis, Palynology, Crystallinity of illite.

Paiva, J.M.S. 2016. Petrografia e Diagênese da Formação Pimenta Bueno - Bacia dos Parecis, Rondônia

1

CAPÍTULO I INTRODUÇÃO

I. 1. INTRODUÇÃO

A Bacia dos Parecis é uma das maiores bacias intracratônicas brasileiras e aflora nos Estados

de Rondônia e Mato Grosso, representando uma área de 500.000 km² e acumulando aproximadamente

6.000 metros de rochas fanerozoicas, representados pelas Formações Cacoal, Furnas, Ponta Grossa,

Pimenta Bueno, Fazenda da Casa Branca, Anari/Tapirapuã, Rio Ávila, Salto das Nuvens e Utiariti

(Bahia et al. 2006).

Desde os anos de 1970, a bacia tem sido alvo de muitos estudos como, por exemplo, o Projeto

de Prospecção de Carvão Energético realizado pela Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais

(CPRM), pelo Setor de Bacias Interiores do Departamento de Exploração da Petrobras, o qual revelou

pré-requisitos que a tornaram atrativa à pesquisa de petróleo (Siqueira 1989). Entre os anos de 1988-

1989, a Petrobras deu início às atividades exploratórias na bacia promovendo levantamentos

gravimétricos e aeromagnetométricos. No ano de 2000, houve a retomada das pesquisas, onde novos

dados geoquímicos, sísmicos e aerogeofísicos foram adquiridos e novas interpretações permitiram a

melhor compreensão das unidades de preenchimento da bacia (proterozoicas e fanerozoicas) e de

importantes estruturas tectônicas (Haeser 2013).

A Formação Pimenta Bueno, objeto deste estudo, é caracterizada predominantemente por

arenitos fluviais considerados reservatórios potenciais para hidrocarbonetos e gás (Bahia et al. 2006 e

Goldberg et al. 2011), os quais são caracterizados por camadas de granulometria arenia fina a

cascalho, que ocorrem associados a camadas de folhelhos.

A caracterização diagenética dos sedimentos da Formação Pimenta Bueno propicia o

entendimento dos processos de sedimentação ocorridos na Bacia dos Parecis, permitindo a

caracterização da evolução da mesma, já que tal unidade registra o estágio pós-extensional ocorrido no

Paleozoico na região da Amazônia (Siqueira 1989). A representatividade desta formação se dá

também pela espessura de sua ocorrência, perfazendo cerca de 17% do empilhamento total da bacia.

As análises realizadas nas amostras de testemunho de sondagem PB 01- RO permitiram inferir sobre o

ambiente deposicional, evolução diagenética, estágio diagenético/ metamórfico e a provável idade de

deposição da Formação Pimenta Bueno.

Poucos são os estudos que tratam sobre petrografia e gênese da Formação Pimenta Bueno,

destacando-se o trabalho de Goldberg et al. 2011. De acordo com Stonecipher et al. (1984) processos


2

diagenéticos como compactação, cimentação, substituição mineral e dissolução de fases minerais

preexistentes e cimentos são agentes modificadores das características deposicionais e

consequentemente podem alterar a condição de uma rocha ser ou não um reservatório. A identificação

das relações paragenéticas destas fases autigênicas constitui-se em importante ferramenta para

caracterizar a evolução diagenética dos sedimentos.

I. 1.1. Objetivos

Esta dissertação teve por finalidade o estudo petrográfico macro e microscópico, bem como o

estudo de palinomorfos e de cristalinidade da ilita da Formação Pimenta Bueno, Bacia dos Parecis, a

partir de amostras do testemunho de sondagem PB 01-RO. Esta análise apoia-se na descrição

sedimentológica deste testemunho, caracterização dos eventos diagenéticos que ocorreram nessa

sucessão sedimentar, caracterização dos argilominerais, determinação da largura à meia altura dos

picos de reflexão da ilita, e documentação o registro palinológico da Formação Pimenta Bueno.. A

partir de então caracterizar o ambiente deposicional e a evolução diagenética da Formação Pimenta

Bueno, identificando e caracterizando os eventos diagenéticos que atuaram na sucessão sedimentar e

os fatores que os influenciaram; identificar o grau metamórfico em que essas rochas foram submetidas

e discutir sobre a provável idade de deposição desses sedimentos.

I. 1.2. Localização

As amostras de subsuperfície são provenientes do testemunho de sondagem PB 01-RO,

perfurado pela CPRM, na execução do projeto Prospecção de Carvão Energético no Sudeste de

Rondônia, em 1981. O testemunho de sondagem posiciona-se na borda norte do Graben Pimenta

Bueno, Bacia dos Parecis, geograficamente no Estado de Rondônia, próximo ao marco 596 da BR-

364, distante 93 quilômetros do município de Pimenta Bueno, situado entre as coordenadas

784150/8657815 (Fig. I. 1).


3

Figura I. 1. Mapa de localização do testemunho PB 01 - RO. (Modificado de Teixeira 2001 e Dardenne et al. 2006).

I. 1.3. Estrutura da dissertação

Esta dissertação é composta por cinco capítulos, cujos temas abordados foram divididos

conforme abaixo:

O primeiro capítulo aborda o tema estudado, destaca a relevância desta pesquisa para o

entendimento da evolução da Bacia dos Parecis, apresenta os objetivos, a localização da área de

estudo, bem como os materiais e métodos adotados na coleta de dados. Ainda no primeiro capítulo é

exposto o contexto geológico regional da Bacia dos Parecis, uma das principais bacias intracratônicas

brasileiras, na qual a formação de estudo encontra-se inserida.

No segundo capítulo é apresentado o artigo “PETROGRAFIA E ASPECTOS

DIAGÊNÉTICOS DO TESTEMUNHO DE SONDAGEM PB 01 – RO – FORMAÇÃO PIMENTA

BUENO, BACIA DOS PARECIS-RO”.

O terceiro capítulo é representado pelo artigo “INDICE DE CRISTALINIDADE DA ILITA E

CARACTERIZAÇÃO DOS ARGILOMINERAIS DA FORMAÇÃO PIMENTA BUENO – BACIA

DOS PARECIS” submetido à Revista Geonomos.


4

O quarto capítulo apresenta os dados da análise palinológica e o quinto capítulo traz as

considerações finais e conclusões.

I. 1.4. Materiais e métodos de pesquisa

Para a realização desse trabalho, foi previamente realizada a descrição macroscópica, em

escala de detalhe (1:10), do testemunho de sondagem PB 01-RO, perfurado pela Companhia de

Pesquisa e Recursos Minerais (CPRM), concomitantemente todo o testemunho foi fotografado, tanto

em conjunto como em detalhe. A seguir foi realizada a coleta sistemática das amostras para a

confecção de seções delgadas, análise de argilominerais por difratometria de raios X (DRX), análises

químicas por energia dispersiva de raios X (EDX), por microscopia eletrônica de varredura (MEV) e

para análise palinológica.

I. 1.4.1. Amostragem

A descrição do testemunho de sondagem PB 01-RO foi realizada na litoteca do CPRM,

Superintendência Regional de Porto Velho. Concomitante com a descrição procedeu-se a uma coleta

sistemática de amostras dos diferentes níveis litológicos ou, sempre que observada mudança textural

relevante, totalizando 76 amostras coletadas (Tabela no Anexo 1). A partir da descrição macroscópica

foram selecionadas e confeccionadas 44 seções delgadas polidas preparadas a partir de amostras

impregnadas com resina epoxy azul para ressaltar a porosidade; 07 amostras foram selecionadas para o

estudo dos argilominerais - DRX; 08 amostras para análise química (EDX); 01 amostra para análise

por MEV-EDS e 07 amostras para a preparação palinológica.

I. 1.4.2. Caracterização petrográfica

Para a descrição microscópica foi utilizado o microscópio óptico de luz transmitida BX41 da

marca Olympus, dotado de câmera para captura de imagens digitais da marca Fugitsu General Limitad

acoplado ao microscópio, com apoio do programa Infity Capture, instalado no Laboratório de Pesquisa

do Departamento de Recursos Minerais da Universidade Federal de Mato Grosso (DRM/UFMT).

Cada amostra descrita foi submetida a contagem de cerca de 500 pontos por lâmina, objetivando-se

sua classificação.

A descrição e caracterização microscópica consideraram os seguintes parâmetros

petrográficos: composição detrítica; constituintes diagenéticos; porosidade primária e secundária;

tamanho e seleção de grãos; índice de empacotamento; esfericidade e arredondamento. A descrição

petrográfica procurou identificar os eventos diagenéticos e, também, ordená-los de acordo com o

provável intervalo de soterramento nos quais possam ter sido gerados, para tanto foram considerados

os parâmetros estabelecidos por De Ros & Remus (2001).

Após a descrição microscópica, foram selecionadas amostras para serem analisadas por

difração de raios - X para identificação do índice de cristalinidade da ilita, objetivando-se conhecer


5

estágio diagenético/metamórfico que atuou na bacia. Também foram selecionadas amostras para

análises por EDX e microscopia eletrônica de varredura (MEV-EDS), para auxiliar na caracterização

dos constituintes diagenéticos.

I. 1.4.3. Difração de raios-X (DRX)

Foram realizadas análises de DRX, na fração argila (<2µm) de sete amostras de rochas do

testemunho de sondagem PB 01-RO. Para a separação do material argiloso as amostras foram,

primeiramente, trituradas e peneiradas. A separação da fração argila constituiu da dispersão em água

destilada das amostras peneiradas, seguida de centrifugação em 1000 rpm durante 2 minutos, que

ocasionou a deposição da fração silte, enquanto a fração argila permaneceu em suspensão. Em seguida

foram coletados dois ml do material em suspensão de cada amostra e depositados em lâminas de vidro

apropriadas, utilizando a técnica da pipetagem. As amostras orientadas na fração <2 μm foram

examinadas por DRX após as rotinas de tratamentos de secagem ao ar, de saturação a vapor com

etileno-glicol, conforme proposto por Figueiras (1983 in: Figueiras 1985) e de aquecimento a 550°C

por cinco horas.

Estas análises foram realizadas no Laboratório Multiusuário de Técnicas Analíticas

(LAMUTA), da Faculdade de Geociências (FAGEO) da Universidade Federal de Mato Grosso

(UFMT). O aparelho utilizado foi o Difratômetro de Raios-X marca BRUKER, modelo D8

ADVANCE, com goniômetro Cu2Kα. Utilizou-se a rotina de análise com as seguintes especificações:

corrente de 40 mA, sob voltagem de 40 kV, comprimento de onda de 1,5408 Å, fenda de dispersão de

1,0 mm, tempo por passo foi de 1,0 s, incremento de 0,2038 °, faixa de 5 ° - 70 °, abertura do detector

de 0,18 - 0,25. A identificação dos grupos minerais contou com o auxilio do software DIFFRAC.EVA

com a base de dados PDF-2003.

I. 1.4.4. Energia dispersiva de raios-X (EDX)

Estudos quantitativos de EDX foram empregados como ferramentas auxiliares da microscopia

ótica convencional, para a caracterização dos componentes detríticos e autigênicos. Para a análise

química por EDX foram preparadas pastilhas prensadas de amostras pulverizadas. Para as medidas

utilizou-se de um equipamento Shimadzu EDX -700HS, capaz de realizar análises quantitativas por

meio de padrões internos, através da rotina Qual-Quant FP©, alocado no LAMUTA.

I. 1.4.5. Microscopia eletrônica de varredura

Para a caracterização do material opaco encontrado na profundidade de 665 a 480 metros foi

realizado anáçlise de microscopia eletrônica de varredura sobre a lâmina delgada, polida, e metalizada

com ouro, no Laboratório de Caracterização de Novos Materiais (LACANM) do Instituto de Ciências

Exatas e da Terra (ICET) da Universidade Federal de Mato Grosso. O equipamento utilizado foi o


6

Shimadzu SuperScan SS-550, operando com 15kV, corrente de 45mA, acoplado com o sistema de

energia dispersiva de raios-X (EDS).

I. 1.4.6. Análises palinológicas

Foram selecionadas sete amostras para análise palinológica tendo como critérios para seleção

a cor, granulometria e estado de oxidação das mesmas, foi dado preferência aos níveis ricos em

folhelhos. As amostras foram preparadas no Laboratório de Palinologia, Bioestratigrafia e

Paleoecologia do CENPES, Petrobras. A preparação palinológica seguiu a metodologia padrão com a

dissolução dos constituintes minerais utilizando os ácidos clorídrico e fluorídrico objetivando apenas a

concentração dos palinomorfos.

Certa de 50g de cada amostra foram trituradas para obter tamanhos menores e/ou aproximados

a 5 mm. Os fragmentos foram colocados em recipientes aos quais foram adicionados 100 ml de ácido

clorídrico e/ou até cobrir toda a amostra permanecendo em repouso por duas horas para total

dissolução do material carbonático presente nas amostras. O próximo passo foi neutralizar a solução

ácida com água destilada, lavando-a por três vezes, em seguida adicionou-se 100 ml de ácido

fluorídrico e, deixou-se em repouso por 12 horas, para a dissolução dos constituintes silicosos,

posteriormente procedeu-se a neutralização das amostras com água destilada.

Após a neutralização, as amostras foram transferidas para tubos menores nos quais foram

adicionados 100 ml de ácido clorídrico, permanecendo em repouso por 60 min, para dissolver os

fluorsilicatos. Após uma nova neutralização e decantação as amostras foram transferidas para tubos

menores (de 50 ml) e foram centrifugadas por 30 minutos a 400rpm. Após a centrifugação, toda a água

límpida foi descartada e foi adicionado ao resíduo 40 ml de cloreto de zinco e novamente centrifugado

por 40 minutos a 400rpm, nesse processo toda a parte inorgânica decantou e a parte orgânica ficou em

suspensão. O material em suspensão foi peneirado em uma malha de 200 micras. Em seguida foi

adicionado hidróxido de potássio e, novamente neutralizado com a água destilada.

Depois de seguidas todas essas etapas, foram confeccionadas as lâminas palinológicas

permanentes. Sobre a lamínula de vidro foi acrescentado algumas gotas do resíduo final com água

destilada, sobre uma placa aquecida a 50°C, após a secagem acrescentou-se algumas gotas de goma de

acácio sobre a lâmina e só então a lamínula foi posicionada. Nas amostras de folhelhos foram feitas

duas lâminas de cada resíduo e na amostra PB 16 (argilito) foram confeccionadas oito lâminas do

mesmo resíduo, por ter sido considerada a mais promissora. No total obteve-se 17 lâminas que foram

analisadas no Laboratório de Paleontologia da Universidade Federal de Mato Grosso, com o auxílio de

um microscópio de luz transmitida marca Nikon, modelo Eclipse E200. Para a identificação e medição

dos palinomorfos foi utilizada a objetiva de 100x, observando principalmente características como cor,

simetria, textura da parede, seguindo indicações descritas nos trabalhos de Grey 2005 e Hidalgo 2007.


7

I. 2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

A Bacia dos Parecis é representada por uma estrutura alongada com direção preferencial W-E

(Siqueira 1989). Geograficamente esta bacia situa-se na região Amazônica e Centro-Oeste do Brasil

(Bahia et al. 2006). Ela cobre uma área de aproximadamente 500.000 km², com empilhamento de

cerca de 6 quilômetros de espessura de rochas sedimentares depositadas durante o Paleozoico, o

Mesozoico e o Cenozoico, além de rochas vulcânicas do Cretáceo (Siqueira 1989 e Bahia et al. 2006).

Tectonicamente, ocupa parte da porção sudoeste do Cráton Amazônico, que abrange as províncias

Sunsás, Rondônia-Juruena e Tapajós-Parima, entre os cinturões de cisalhamento Rondônia e Guaporé,

limitando-se a sudeste pelo Arco Xingu (Almeida 1983) e a noroeste pelo Arco Rio Branco do

Guaporé (Soeiro 1981).

De acordo com Siqueira (1989) até a década de 1970 a geologia da Bacia dos Parecis era

pouco conhecida, sendo descrita apenas nos trabalhos de Oliveira (1915 in: Siqueira 1989) e Lobato et

al. (1966 in: Siqueira 1989). No entanto, nessa mesma década, o Departamento Nacional de Produção

Mineral (DNPM) executou vários trabalhos geológicos de cunho regional, conduzidos pela

Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais (CPRM), na porção Central do Brasil, no âmbito dos

Estados de Rondônia e Mato Grosso. Estes trabalhos foram desenvolvidos por diferentes

pesquisadores (Padilha et al. 1974, Figueiredo et al. 1974 e Costa et al. 1975) os quais realizaram,

principalmente, trabalhos de mapeamento geológico-geoquímico regional, além da definição e

empilhamento estratigráfico das unidades geológicas que afloram na área.

Posteriormente os trabalhos de Freitas (1977) e Soeiro (1981) abordaram a estratigrafia e a

estrutura da Bacia dos Parecis, com a execução dos projetos de pesquisa de calcário em Presidente

Hermes e Prospecção de Carvão Energético no Sudoeste de Rondônia. Siqueira (1989) reuniu as

informações dos mapeamentos geológicos e geofísicos realizados por Freitas (1977) e Soeiro (1981) e

elaborou uma síntese sobre a Bacia dos Parecis subdividindo-a em três domínios tectono-

sedimentares. De W-E estes domínios são representados pela Fossa Tectônica de Rondônia, composta

por dois grabens de direção WNW e convergentes para leste entre si, pelo Baixo Gravimétrico dos

Parecis e pela Depressão do Alto Xingu constituindo a porção oriental da bacia (Siqueira 1989).

Segundo Siqueira & Teixeira (1993) a Bacia dos Parecis foi revelada como uma nova fronteira

exploratória da Petrobras, com base em dados de levantamentos gravimétricos, aeromagnéticos e

sísmicos, que levaram a execução de duas perfurações estratigráficas realizadas pela Petrobras. A

primeira perfuração foi realizada em 1993 com o poço 2-FI-1-MT (Fazenda Itamarati), com 2386

metros de profundidade, constatando o embasamento de rochas cristalinas de idade mesoproterozoica,

o segundo poço foi perfurado em 1995 (2-SM-1-MT) localizado próximo às exsudações de gás de

Salto Magessi, e atingiu uma profundidade de 5777 metros (Vasconcelos et al. 2014). Neste poço


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foram detectados três níveis de arenito gaseífero, em profundidades entre 2800 e 5000 metros e não foi

alcançado o embasamento cristalino da bacia (Faria 2015). Após novos estudos de cunho regional,

revisão da estratigráfica do poço 2-SM-1-MT e novas linhas sísmicas 2D, Vasconcelos et al. (2014)

propuseram uma nova história evolutiva para a Bacia dos Parecis, correlacionando as unidades pré –

cretáceas às sequências neoproterozoica da Faixa Paraguai.

De acordo com Bizzi et al. (2003) a evolução da bacia aconteceu em duas fases, a primeira

corresponde a uma fase rifte, com formação dos grabens Pimenta Bueno e Colorado e que, de acordo

com Haeser (2013), ocorreu durante o Proterozoico superior, e a segunda fase corresponde à fase de

sinéclise devido à subsidência termal.

Segundo Siqueira (1989) as unidades estratigráficas se arranjam de formas diferentes no

interior da bacia, definindo colunas específicas em três porções distintas com diferentes organizações

estruturais, ou seja, algumas formações são presentes em apenas certas porções da bacia, como por

exemplo, na porção oeste da bacia o pacote sedimentar é representado pelas formações Cacoal,

Pimenta Bueno e Fazenda da Casa Branca e na porção leste, pelas formações Furnas e Ponta Grossa.

Siqueira & Teixeira (1993) separaram as formações Cacoal, Pimenta Bueno, Fazenda da Casa Branca,

Furnas e Ponta Grossa, de acordo com as discordâncias regionais, que indicam a atuação de eventos

tectônicos e que permitiram as variações de fácies e espessuras dentro da bacia.

O preenchimento da Bacia dos Parecis teve início com a deposição, em direção ao centro, de

conglomerados, arenitos, siltitos e folhelhos, com algumas contribuições carbonáticas e glaciais

(Siqueira 1989, Bahia & Pedreira 1996; Pedreira & Bahia 2004). A coluna estratigráfica da Bacia dos

Parecis, apresentada nesse trabalho, tem por base as interpretações de Siqueira (1989)

complementadas por Bahia & Pedreira (1996), Bahia et al. (1996 e 2006) e Batezelli et al. (2014).

Abaixo segue a descrição litológica de cada unidade litoestratigráfica, da base para topo.

O embasamento da Bacia dos Parecis é representado por rochas metassedimentares e

intrusivas de alto a médio grau metamórfico que constituem o Cráton Amazônico. Na porção oeste da

bacia o embasamento e representado por rochas do Complexo Jamarí (Isotta et al. 1978) que é

constituído por gnaisses, migmatitos, anfibolitos e granitóides metamorfisados e relacionados ao

Paleoproterozoico. Ao norte e ao sul o embasamento é representado por gnaisses, migmatitos e

granitóides do Complexo Xingu, de idade Arqueana e Mesoproterozóica. Bahia et al. (2006)

descrevem também a presença de rochas metavulcanosedimentares pertencentes ao Grupo Nova

Brasilândia de provável idade Mesoproterozoica.

Sobrepostos ao embasamento estão os sedimentos da Formação Cacoal que representa uma

sequência depositada durante o Ordoviciano, sendo formada da base para o topo por conglomerados,

argilitos dolomíticos, arenitos conglomeráticos e feldspáticos, siltitos, folhelhos e calcários (Bahia et


9

al. 2006), apresentando uma espessura de aproximadamente 230 metros, de acordo com Siqueira

(1989). Segundo Siqueira (op.cit.) os conglomerados da base são polimíticos apresentando clastos

angulosos, que podem atingir mais de um metro de diâmetro, com composições diversificadas (rochas

básicas e ultrabásicas, rochas vulcânicas ácidas, gnaisses, cataclasitos e metassiltitos) depositados em

ambiente de leques aluviais sob condições de clima árido. Ainda para este autor a parte intermediária

da Formação Cacoal compreende uma alternância de folhelhos micáceos com intercalações de arenitos

e arcóseos depositados em ambiente deltaico. O topo da formação é composto por calcários

dolomíticos, contendo nódulos silicosos e gipsita, interpretado como depositado em planície de maré

sob clima árido (Bahia et al. 2006).

De acordo com Bahia et al. (2006), o contato inferior da Formação Cacoal é com as rochas do

Complexo Jamarí e o contato superior é erosivo à Formação Pimenta Bueno. No entanto os mapas da

CPRM têm abandonado a denominação Formação Cacoal, incluindo os carbonatos, folhelhos, arenitos

e diamictitos a Formação Pimenta Bueno (Quadros & Rizzoto 2007). Gaia (2014) após realizar

análises das litofácies/microfácies dolomíticas concomitantes aos dados isotópicos da Formação

Cacoal datou esses estratos como neoproterozoicos ligados a eventos pós-glaciais do Marinoano (635

Ma).

A sequência Devoniana é representada na Bacia dos Parecis pelas rochas do Grupo Paraná,

constituído pelas Formas Furnas e Ponta Grossa, de acordo com Pedreira & Bahia (2004) e Bahia et

al. (2006). A Formação Furnas na Bacia do Paraná foi interpretada por Oliveira em 1912 (in: Bahia et

al. 2006) como tendo sido depositada durante o Neodevoniano. Na Bacia dos Parecis esta formação

ocupa a porção sudeste, nas escarpas da Serra do Roncador e é constituída predominantemente por

conglomerado e arenitos seixosos (Pedreira & Bahia 2004). Costa et al. (1975) descreveram esta

formação, da base para o topo, como composta por arenitos conglomeráticos com estratificação plano-

paralela e com seixos angulosos a subarredondados, com baixa esfericidade e diâmetros de até 5

centímetros. Estas rochas gradam para arenitos seixosos nos quais os diâmetros dos seixos podem

alcançar até dois centímetros. O contato inferior da Formação Furnas é com o embasamento cristalino

e o contato superior é gradacional com a Formação Ponta Grossa. Não existem informações seguras

com relação à variação na espessura da formação, porém Costa et al. (1975) descreveram, na Fazenda

Sete de Setembro, uma espessura de 11metros. O ambiente deposicional para a Formação Furnas na

Bacia dos Parecis foi interpretado por Bahia et al. (2006) como sendo fluvial, porém, observações na

Bacia do Paraná sugerem um ambiente marinho raso (Ciguel et al. 1996).

A Formação Ponta Grossa, foi depositada durante o Neodevoniano e descrita pela primeira vez

na Bacia do Paraná por Oliveira em 1912 (in: Bahia et al. 2006). Na Bacia dos Parecis esta formação

preenche a porção sudeste, entre o norte e o nordeste da cidade de General Carneiro- MT, no planalto

do Roncador (Bahia et al. 2006). O contato inferior se dá de forma gradacional com a Formação


10

Furnas e o contato superior é discordante com a cobertura inconsolidada do Cenozoico (Pedreira &

Bahia 2004). Costa et al. (1975) descreveram um perfil estratigráfico desta formação na Fazenda Água

Cristalina com cerca de 40 metros de espessura e observaram a presença de arenitos, folhelhos e

siltitos. Bahia et al. (2006) descrevem bons afloramentos ao longo da rodovia que liga Água Boa a

Ribeirão Cascalheira, com secções apresentando uma intercalação de siltito e arenito muito fino, de

acordo com uma sequência de cores preta e amarela, separados por níveis lateritizados, definindo uma

estratificação plano-paralela mergulhando 5º para norte, nesse ponto o topo da formação é uma

sequência de 10 metros de espessura de folhelho marrom. Para sudoeste, na região de General

Carneiro, esta formação consiste de folhelhos verdes finamente laminados, arenitos finos e grossos

com estratificação cruzada, e localmente arenito conglomerático (Filho et al. 1975). O conteúdo

fossilífero da Formação Ponta Grossa na Bacia do Paraná é constituído por trilobitas e braquiópodes, o

que indica um ambiente marinho raso para a sua deposição, entretanto, na Bacia dos Parecis não

existem evidências seguras para definir o ambiente deposicional (Bahia et al. 2006).

A sequência carbonífera da Bacia dos Parecis é representada pelas formações Pimenta Bueno

e Fazenda da Casa Branca (Bahia et al. 2006). A Formação Pimenta Bueno, objeto de estudo teria sido

depositada, de acordo com Cruz (1980), durante o Siluro/Devoniano, o qual descreveu associado aos

sedimentos a presença de acritarcas do gênero Sysphaeridium sp. Porém a idade de deposição desses

sedimentos tem sido alvo de controvérsias, conforme pode ser observado na tabela I. 1 principalmente

devido à ausência de fósseis expressivos e trabalhos adicionais aos de Cruz. (op. cit.).

Tabela I. 1. Períodos geológicos atribuídos para a deposição da Formação Pimenta Bueno.

Período Com base em Autores

Permo - Carbonífero Pterophyta e Lycopodophyta Filho et al. 1977

Cambro - Ordovinciano Posicionamento estratigráfico Freitas 1977

Cambriano Ausência de material orgânico Leal et al. 1978

Siluro-Devoniano Sysphaeridium sp. Cruz 1980

Carbonífero Inferior Cruz 1980 Siqueira 1989

Carbonífero Interpretações de Siqueira 1989 Pedreira & Bahia 1996 e Bahia et al. 2006

A Formação Pimenta Bueno aflora no graben homônimo, no sudoeste do estado de Rondônia

(Siqueira 1989, Bahia & Pedreira 1996) seu contato inferior é com o embasamento cristalino e o

contato superior é discordante com a Formação Fazenda da Casa Branca (Bahia et al. 2006). Segundo

Siqueira (1989) a Formação Pimenta Bueno apresenta 761 metros de espessura, o que se observou no

poço PB 01-RO, executado no projeto Prospecção de Carvão Energético. Filho et al. (1977) fizeram

uma breve descrição sobre a Formação Pimenta Bueno, apresentando-a constituída por lamitos,

diamictitos, arcóseos conglomeráticos, arenitos com lentes de carvão e na parte superior, observaram


11

gipsita e carbonatos (Soeiro 1981). Bahia & Pedreira (1996) e Bahia et al. (2006) descreveram

detalhadamente a mesma formação, como sendo representada, da base para o topo, por folhelhos de

coloração marrom, micáceos, intercalados com siltitos marrom ou arenitos claros; arenitos de

granulometria média, com coloração marrom e pintas claras, apresentando estratificação plano-

paralela, cruzadas tabulares e acanaladas; conglomerados sustentados por matriz cujos seixos, na

maioria das vezes, apresentam-se subarredondados e são predominantemente de granitos, gnaisses e

rochas básicas, mas há também seixos angulosos que são, na maioria das vezes, de xistos e quartzitos.

Associados a esses conglomerados ocorrem siltitos com laminação plano-paralela, que existem grãos

de areia e seixos dispersos na matriz fina. Bahia & Pedreira (1996) interpretaram um ambiente

deposicional marinho raso para os folhelhos, caracterizado pela presença de acritarcas do gênero

Sysphaeridium sp., identificados por Cruz (1980). As estruturas sedimentares dos arenitos sugerem

deposição em ambiente fluvial com canais tipo braided e abundante suprimento de areia de

composição feldspática, indicando clima árido ou glacial (Bahia & Pedreira 1996).

O ambiente deposicional da Formação Pimenta Bueno ainda permanece controverso, no

entanto quanto à associação de diamictitos, Nahass (1974 in: Bahia et al. 2006) fez a primeira

interpretação sugerindo um ambiente glacial, porém Leal et al. (1978) colocaram em dúvida essa

origem, alegando que os seixos facetados e estriados descritos nos diamictitos não constituiriam

critério decisivo para a definição de depósitos glaciais. Segundo Bahia et al. (op. cit.) no modelo

deposicional de Ojakangas (1985 in: Bahia et al. 2006) essa associação de diamictitos pode ser

interpretada como evidência glacial, ou seja, os diamictitos corresponderiam aos tilitos de alojamento

formado pela deposição de debris na base da geleira ou muito provavelmente são depósitos de fluxo

de detritos de front de geleira em ambiente subaquático, e de acordo com esse modelo a unidade

dropstone resulta da queda de clastos dos icebergs durante a deposição do siltito em ambiente

marinho. Recentemente Goldberg et al. (2011) a partir da descrição e interpretação dos dados do

testemunho de sondagem PB 01-RO inferiram ambiente deposicional dos tipos playa-lake (lagos rasos

formados em desertos) e ephemeral-stream (lago efêmero) para os sedimentos da Formação Pimenta

Bueno.

A Formação Fazenda da Casa Branca, segundo Leal et al. (1978), depositou-se durante o

Neocarbonífero-Eopermiano. Esta formação aflora na região centro oeste da bacia, nas bordas

nordeste, sudoeste e sul (Bahia & Pedreira 1996). Padilha et al. (1974) e Filho et al. (1975)

descreveram essa formação como composta por conglomerados, arcóseos, grauvacas e pelitos. Costa

et al. (1975) apresentam essa mesma formação representada por conglomerados, arenitos e arenitos

siltosos com clastos caídos. De acordo com Costa et al. (1975) o contato inferior se faz com a

Formação Pimenta Bueno e o contato superior é uma discordância erosiva. A espessura da formação é

de 200 metros no centro da bacia, podendo variar ao longo da mesma (Padilha et al. 1974). Trabalhos


12

mais recentes como os de Bahia & Pedreira (1996) e Bahia et al. (2006) apresentam a Formação

Fazenda da Casa Branca como sendo constituída na base por conglomerados polimíticos, com clastos

de diâmetros de até 40 centímetros separados por camadas ou lentes de arenito fino a grosso; a parte

intermediaria é composta por arcósios e em algumas secções foram identificadas gradações para

siltitos com clastos caídos. O topo da formação é representado por argilitos e folhelhos intercalados

com siltitos. Os arenitos apresentam estratificação cruzada, marcas onduladas linguóides e fendas de

ressecamento. Quanto a interpretação do ambiente deposicional existem várias divergências, Padilha

et al. (1974) interpretam como fluvio-lacustre em ampla planície de inundação; Caputo (1984 in:

Siqueira 1989) menciona como glacial ou periglacial. Bahia & Pedreira (1996) apoiaram a

interpretação de Caputo (1984 in: Siqueira, 1989), ou seja, a provável associação diamictito dropstone

da parte leste da bacia.

Segundo Bahia et al. (2006) no Mesozoico a região amazônica passou por outro evento

extensional que provocou uma reestruturação na área da Bacia dos Parecis gerando subsidência,

compensada por derrames representados pelas Formações Anari e Tapirapuã, as quais retratam a

porção jurássica da bacia. A Formação Anari, descrita por Filho et al. (1977) é composta por basaltos

isotrópicos de granulação fina a afanítica e coloração cinza-chumbo, com disjunção colunares como

principal estrutura, por vezes ocorrem corpos de diabásio que são distinguidos pela granulação mais

grossa e ausência de vidro vulcânico. Estas rochas basálticas foram datadas pelo método K/Ar em

1977, por Filho et al. e as análises indicaram idade de 208 Ma. A Formação Tapirapuã foi descrita por

Guimarães & Almeida em 1970, os quais identificaram composição e estrutura similar às encontradas

na Formação Anari, porém, não identificaram a presença de diabásios. Trabalhos mais recentes como

o de Bahia et al. (2006), interpretam as formações Anari e Tapirapuã como sendo a mesma unidade

litoestratigráfica.

Durante o Neojurássico/Eocretáceo foram depositados os sedimentos da Formação Rio Ávila

(Bahia et al. 2006). Bizzi et al. (2003), foram os primeiros a descreverem essa formação, identificaram

a presença de arenito friável de coloração rosa a vermelha, com grãos arredondados, bem a mal

selecionados, podendo localmente ocorrer intrusões de diabásio e lamprófitos. Siqueira (1989) estimou

a espessura da formação em 90 metros. O contato inferior desta formação é com a Formação Ponta

Grossa e o contato superior se dá com sedimentos cenozoicos e com a Formação Parecis (Bahia et al.

2006).

Relacionadas ao Cretáceo ocorrem rochas intrusivas ultrabásicas, do tipo kimberlitos, que

afloram cortando diversas unidades na região sudeste e noroeste da Bacia dos Parecis (Schobbenhaus

et al. 1984). Em Mato Grosso, os kimberlitos apresentam xenólitos de arenitos e de rochas do

embasamento sendo que alguns desses corpos são diamantíferos, principalmente aqueles situados no

setor noroeste da bacia (Schobbenhaus et al. 1984).


13

O Grupo Parecis foi descrito primeiramente por Oliveira em 1915 (in: Bahia et al. 2006) como

sendo constituído de conglomerado, arenito e pelitos, depositados durante o Cretáceo. Padilha et al.

(1974) foram os primeiros a relatarem uma distinção no espesso pacote sedimentar, de

aproximadamente 150 metros, dividindo-o em dois membros. A porção inferior é composta de arenito

fino á médio com intercalações de argilito e conglomerado, definida informalmente de membro eólico

por apresentar estratificação cruzada de grande porte e, o membro aquoso que se refere à parte

superior que é composta de arenitos de coloração bege, granulometira fina a média, apresentando

camadas silicificadas com ripple marks preservadas. A hierarquia de grupo foi dada por Barros et al.

(1982) que designaram o membro eólico (inferior) de Formação Salto das Nuvens e o membro aquoso

(superior) de Formação Utiariti e denominaram todo o pacote sedimentar de Grupo Parecis.

Barros & Pastore Jr. (1974) descreveram que a Formação Salto das Nuvens seria composta, da

base para o topo, por conglomerados polimíticos, mal selecionados, com clastos de gnaisses, quartzito,

arenito, folhelho e ardósia; sendo que na porção intermediária ocorrem conglomerados, com seixos

predominantemente de arenito e quartzo com diâmetros de até 30 centímetros, o ambiente de

deposição é interpretado por Barros et al. (1982) como sendo de leque aluvional e canal fluvial, com

contribuição eólica. O contato basal se dá com rochas vulcânicas da Formação Tapirapuã. Silva et al.

(2003), embasados na ocorrência de fósseis de crocodilomorfos posicionaram esta unidade no

Cretáceo Médio a Superior.

A Formação Utiariti, corresponde às partes mais elevadas do Planalto dos Parecis (Barros et al

1982). Segundo Weska (2006), da base para o topo, esta unidade é composta por conglomerados

sobrepostos por de arenitos conglomeráticos e arenitos finos, bem selecionados. Os conglomerados

basais são petromíticos, constituídos por clastos de quartzo, arenito e quartzoarenitos, variam de

grânulos a matacões, a matriz é areno-siltosa e cimentado por sílica. Estes conglomerados afloram nas

corredeiras do Rio Papagaio, Mato Grosso. Quanto à idade do Grupo Parecis, pouca informação se

encontra disponível. Os fósseis encontrados nessa unidade estão presentes em porções restritas da

bacia e são constituídos por fragmentos ósseos de vertebrados e carpólitos, com ampla distribuição na

coluna de tempo geológica. Baseando-se nas relações de contato com as rochas vulcânicas das

formações Anarí/Tapirapuã (Jurássico), e correlacionando com rochas fossilíferas do Grupo Bauru na

Chapada dos Guimarães, vários autores atribuíram idades ao Grupo Parecis entre 120 e 82 Ma.

(Batezelli et al. 2014). No Estado de Rondônia, entre as cidades de Colorado e Vilhena, a Formação

Utiariti é constituída, da base para o topo, por arenitos bimodais com seixos dispersos, estratificação

cruzada tipo cunha e folhelhos ou arenitos argilosos, na sequência intermediária, o arenito apresenta

canais preenchidos por conglomerados com mais de sete metros de largura e um metro de

profundidade, por fim apresentam uma sequência de argilito e arenito argiloso exibindo intercalações

lateralmente persistentes de arenito com estratificação cruzada de grande porte (Bahia et al. 2006). A


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estabilidade tectônica, baixa taxa de sedimentação e condições climáticas quentes favoreceram o

desenvolvimento de silcretes, selando os eventos sedimentares do Cretáceo Tardio da Bacia dos

Parecis (Batezelli et al. 2014).

A coluna estratigráfica da bacia, adotada neste trabalho, tem por base as interpretações de

Siqueira (1989) complementadas por Bahia et al. (2006) e Batezelli et al. (2014) e está representada na

figura I. 2.


15

Figura I. 2. Coluna litoestratigráfica da Bacia dos Parecis. (Modificado de Bahia et al. 2006 e Batezelli et al. 2014).


16

CAPÍTULO II ARTIGO I

PETROGRAFIA E ASPECTOS DIAGÊNÉTICOS DO TESTEMUNHO DE SONDAGEM PB

01 – RO – FORMAÇÃO PIMENTA BUENO, BACIA DOS PARECIS - RO

TÍTULO RESUMIDO: DIAGÊNESE DO TESTEMUNHO PB 01-RO – FORMAÇÃO

PIMENTA BUENO, BACIA DOS PARECIS

Jéssica Melanya Sisti de Paiva1, Gislaine Amorés Battilani1,2, Rúbia Ribeiro Viana1,2

(1) Programa de Pós-Graduação em Geociências, Faculdade de Geociências (FAGEO), Universidade

Federal de Mato Grosso – UFMT – Avenida Fernando Corrêa, nº 2367, Bairro Coxipó. CEP: 78060-

900. Cuiabá-MT, Brasil. E-mail: [email protected].

(2) Universidade Federal dos Vales do Jequitinhonha e Mucuri (UFVJM), Instituto de Ciência e

Tecnologia.

RESUMO

A Bacia dos Parecis é uma das maiores bacias intracratônicas brasileira e, embora de grande

importância, estudos dedicados à sua gênese e conteúdo fossilífero, essenciais para entender a história

evolutiva de uma bacia, são escassos. Neste trabalho, o intervalo estudado corresponde ao denominado

de Formação Pimenta Bueno cujas amostras foram adquiridas do testemunho de sondagem PB 01- RO

e, permitiram caracterizar o ambiente deposicional, os diversos eventos diagenéticos, bem como os

fatores que os influenciaram, permitindo inferir a evolução diagenética da bacia. Os estudos

petrográficos permitiram classificar os arenitos como subarcósios, constituídos por quartzo, feldspato,

fragmentos de rocha e minerais pesados. A evolução diagenética revelou-se complexa, sendo

caracterizada por vários processos que ocorreram nos estágios eo, meso e telodiagenético. A

eodiagênese é marcada, nas rochas siliciclásticas, por cimentação por hematita, infiltração mecânica de

argilas, precipitação de pirita framboibal, overgrowth de feldspato, cimentação por gipsita e halita. Na

mesodiagênese ocorreu cimentação por sílica, calcita, anidrita e dolomita, compactação mecânica e

química, recristalização, dissolução, substituição, argila autigênica, cimentação por zircão e

precipitação de óxido de titânio. Análises de microscopia eletrônica revelaram a presença de

hidrocarboneto preenchendo espaços porosos. Nas rochas carbonáticas na eodiagênese precipitou

pirita framboidal, calcita “dente de cão” e gipsita. Na mesodiagenêse ocorreu compactação mecânica e

química, cimentação por anidrita, celestita, calcita, dolomitização, dissolução e substituição. Não

foram observados processos diagenéticos relacionados à telodiagenêse.

Palavras - Chave: Diagênese, Ambiente Deposicional, Bacia dos Parecis, Formação Pimenta Bueno.


17

ABSTRACT: PETROGRAPHY AND ASPECTS DIAGENETIC OF THE CORE PB 01 - RO –

FORMATION PIMENTA BUENO, PARECIS BASIN - RO

The Parecis Basin is one of the largest Brazilian intracratonic basins and although of great

importance, studies dedicated to its genesis and fossil content, essential to understanding the

evolutionary history of a basin, are scarce. This work focused on the rocks of the Pimenta Bueno

Formation whose samples were acquired from the PB 01- RO core and allowed to characterize the

depositional environment, the diferents diagenetic events as well as the factors that influenced them

and allowing inferring the diagenetic evolution of the basin. The petrographic studies allowed

classified the sandstones as subarcósios constituted by quartz, feldspar, rock fragments and heavy

minerals. The diagenetic evolution has proved complex, characterized by a number of processes that

occurred in diferents stages. The eodiagênesis is marked, in siliciclastic rocks, by cementation of

hematite, mechanical infiltration clays, framboibal pyrite, feldspar overgrowth, gypsum and halite

cementation. In the mesodiagenesis occurred cementation by silica, calcite, dolomite and anhydrite,

mechanical and chemical compaction, recrystallization, dissolution, replacement, autigênica clay,

cementation zircon and titanium oxide precipitation. Electron microscopy analysis revealed the

presence of hydrocarbon filling pore. In the carbonate rocks in the eodiagênese precipitated framboidal

pyrite, calcite "Dog tooth" and gypsum. In the mesodiagenesis occurred mechanical and chemical

compaction, cementation by anhydrite, celestite, calcite, dolomitization, dissolution and replacement.

No have been identified diagenetic processes related to telodiagenêse.

Keywords: Diagenesis, Depositional environment, Parecis Basin, Pimenta Bueno Formation

II. 1. INTRODUÇÃO

A Bacia dos Parecis aflora nos Estados de Rondônia e Mato Grosso e ocupa uma área de

500.000 km² acumulando aproximadamente 6.000 metros de sedimentos (Bahia et al. 2006). Desde os

anos de 1970, a bacia tem sido alvo de estudos visando identificar seu potencial econômico, tais como

o Projeto de Prospecção de Carvão Energético realizado pela Companhia de Pesquisa de Recursos

Minerais (CPRM), atividades de pesquisa realizadas pela Petrobrás entre os anos de 1988-1989

promovendo levantamentos gravimétricos e aeromagnetométricos. Recentemente a Agência Nacional

de Petróleo (ANP) e a Petrobras têm desenvolvido estudos que buscam encontrar reservas de gás.

A Formação Pimenta Bueno é caracterizada predominantemente por arenitos fluviais

considerados reservatórios potenciais para hidrocarbonetos e gás (Bahia et al. 2006 e Goldberg et al.

2011). O objetivo principal deste trabalho é identificar padrões composicionais e diagenéticos das

rochas da Formação Pimenta Bueno, a fim de caracterizar o ambiente deposicional, a evolução

diagenética destas rochas, bem como seu potencial para hidrocarbonetos.


18

A caracterização diagenética dos sedimentos da Formação Pimenta Bueno propicia o

entendimento dos processos de sedimentação ocorridos na Bacia dos Parecis, já que tal unidade

registra o estágio pós-extensional ocorrido no Paleozoico na região da Amazônia (Siqueira 1989). A

representatividade desta formação se dá também pela espessura de sua ocorrência, perfazendo cerca de

17% do empilhamento total da Bacia dos Parecis. O estudo do testemunho de sondagem PB 01- RO

permitiu caracterizar a sucessão litológica e inferir sobre seu provável paleoambiente. Poucos são os

estudos que abordam a gênese desta Formação, destacando-se o trabalho de Goldberg et al. 2011.

Processos como compactação, cimentação, substituição e dissolução de fases minerais preexistentes e

cimentos modificam as características deposicionais e consequentemente alteram a condição de uma

rocha ser ou não um reservatório (Stonecipher et al. 1984). A perda de porosidade devido à

compactação mecânica e dissolução por pressão dependem de parâmetros texturais como, seleção,

empacotamento, assim como da composição mineral e tensão por sobrecarga que atua durante o

soterramento, segundo Stonecipher et al. (1984) estes fatores relacionam-se ao contexto deposicional e

à evolução da bacia.

O testemunho PB 01- RO, localiza-se geograficamente no Estado de Rondônia, próximo ao

marco 596 da BR- 364 e está situado entre as coordenadas 12° 8'1.41"/60°23'39.48" (Fig. II. 1).

Figura II. 1. Mapa de localização do testemunho PB 01 - RO. (Modificado de Teixeira 2001 e Dardenne et al. 2006).


19

II. 2. GEOLOGIA REGIONAL

A Bacia dos Parecis é uma das maiores bacias intracratônicas brasileiras, geograficamente

situa-se na região Amazônica e Centro - Oeste do Brasil, ocupando parte da porção sudoeste do Cráton

Amazônico (Bahia et al. 2006). De acordo com o trabalho de Vasconcelos et al. (2014) a Bacia dos

Parecis apresenta idade Neoproterozoica.

Com base em estudos anteriores Siqueira (1989) elaborou uma síntese sobre a Bacia dos

Parecis subdividindo-a em três domínios tectono-sedimentares, representados, de W-E, pela Fossa

Tectônica de Rondônia, pelo Baixo Gravimétrico dos Parecis e pela Depressão do Alto Xingu. Essa

subdivisão é acompanhada pela observação de que as unidades estratigráficas definem colunas

estratigráficas especificas nestas porções (Siqueira op. cit.). Na porção oeste da bacia, onde se

concentram os estudos desenvolvidos, o empilhamento sedimentar é representado pelas formações

Cacoal, Pimenta Bueno e Fazenda da Casa Branca, segundo Siqueira (1989).

O embasamento da Bacia dos Parecis é representado por rochas do Cráton Amazônico e seu

preenchimento teve início com a deposição, em direção ao centro, de conglomerados, arenitos, siltitos

e folhelhos, com algumas contribuições carbonáticas, essa sequência é representada pelas Formações

Cacocal, Furnas, Ponta Grossa, Pimenta Bueno, Fazenda da Casa Branca, Anari/Tapirapuã, Rio Ávila,

Salto das Nuvens e Utiariti (Siqueira 1989, Bahia & Pedreira 1996; Pedreira & Bahia 2004).

A Formação Pimenta Bueno, objeto deste estudo, aflora no graben homônimo, no sudoeste do

estado de Rondônia, seu contato inferior é com o embasamento cristalino e o superior é discordante

com a Formação Fazenda da Casa Branca (Siqueira 1989, Bahia & Pedreira 1996). Segundo Siqueira

(1989) esta formação possui cerca de 760 metros de espessura. Bahia & Pedreira (1996) e Bahia et al.

(2006) descreveram a Formação Pimenta Bueno, representada, da base para o topo, por folhelhos de

coloração marrom, micáceos, intercalados com siltitos ou arenitos; arenitos de granulometria média,

apresentando estratificação plano-paralela, cruzadas tabulares e acanaladas; conglomerados

sustentados por matriz. Associados a esses conglomerados ocorrem siltitos com laminação plano-

paralela, que exibem grãos de areia e seixos dispersos na matriz fina.

Bahia & Pedreira (1996) interpretaram um ambiente deposicional marinho raso para os

folhelhos, caracterizado pela presença de acritarcas do gênero Synsphaeridium, identificados por Cruz

(1980). As estruturas sedimentares dos arenitos sugerem deposição em ambiente fluvial com canais

tipo braided e abundante suprimento de areia de composição feldspática, indicando clima árido ou

glacial (Bahia & Pedreira 1996). Recentemente Goldberg et al. (2011) inferiram ambiente

deposicional dos tipos playa-lake (lagos rasos formados em desertos) e ephemeral-stream (lago

efêmero) para os sedimentos da Formação Pimenta Bueno.


20

A idade de deposição dos sedimentos da Formação Pimenta Bueno apresenta controvérsias

(Tab. II. 1). Filho et al. (1977) propuseram idade Permo-Carbonífera devido à presença de Pterophyta

e Lycopodophyta enquanto Leal et al. (1978) questionaram estes dados pois não encontraram nenhum

vestígio orgânico, a não ser contaminações de material recente e, sugeriram idade pré-cambriana. Cruz

(1980) propôs deposição durante o Siluro/Devoniano, indicada pela presença de Sysphaeridium sp.

associados aos folhelhos. Porém informações sobre a distribuição estratigráfica de Sysphaeridium sp.

ainda são incertas devido as incertezas sobre sua morfologia. Este gênero pode estar restrito ao

Proterozoico Superior até o Paleozoico Inferior (Vidal 1976). Contudo nota-se que todos os trabalhos

são muito antigos e controversos os que mostram a necessidade de uma revisão com base em técnicas

mais eficazes de recuperação de material micropaleontológico e novos dados sobre a vida no final do

Precambriano e iníco do Fanerozoico.

Tabela II. 1. Períodos geológicos atribuídos para a deposição da Formação Pimenta Bueno.

Período Com base em Autores

Permo - Carbonífero Pterophyta e Lycopodophyta Filho et al. 1977

Cambro - Ordovinciano Posicionamento estratigráfico Freitas 1977

Cambriano Ausência de material orgânico Leal et al. 1978

Siluro-Devoniano Sysphaeridium sp. Cruz 1980

Carbonífero Inferior Cruz 1980 Siqueira 1989

Carbonífero Interpretações de Siqueira 1989 Pedreira & Bahia 1996 e Bahia et al. 2006

A coluna estratigráfica da bacia, adotada neste trabalho e representada na figura II. 2, tem por

base as interpretações de Siqueira (1989) complementadas por Bahia et al. (2006) e Batezelli et al.

(2014).


21

Figura II. 2. Coluna litoestratigráfica da Bacia dos Parecis. (Modificado de Bahia et al. 2006 e Batezelli et al. 2014).


22

II. 3. MATERIAIS E MÉTODOS

Para o desenvolvimento deste trabalho foram realizadas descrições macroscópicas do

testemunho PB 01-RO, com 1000 metros de sedimentos e que está sob guarda da CPRM,

Superintendência Regional de Porto Velho. Concomitante com a descrição procedeu-se a coleta de

amostras de diferentes níveis litológicos ou, sempre que observada mudança textural relevante,

somando um total de 76 amostras. Foram selecionadas 44 amostras para confecção de seções delgadas

impregnadas com resina epoxy azul, as quais foram descrita e submetidas à contagem modal,

contando-se 500 grãos por lâmina. Após análise microscópica, selecionou-se oito amostras para

análise química por dispersão em energia - EDX, sob fluorescência de Raios-X em atmosfera a vácuo,

utilizando-se equipamento Shimadzu EDX -700HS, equipado com goniômetro de Rh, capaz de

realizar análises quantitativas e semi-qualitativas por meio de dois canais analíticos: Na – Sc e Ti - U.

Essas análises foram realizadas no Laboratório Multiusuário de Técnicas Analíticas da

FAGEO/UFMT.

Foram realizadas análises por difratometria de raios-X (DRX), na fração argila de sete

amostras. As amostras orientadas na fração <2 μm foram examinadas por DRX após as rotinas de

tratamentos de secagem ao ar, de saturação com etileno-glicol e de aquecimento a 550°C por cinco

horas. O aparelho utilizado foi o Difratômetro de Raios-X marca BRUKER, modelo D8 ADVANCE,

com goniômetro Cu2Kα. Utilizou-se a rotina de análise com as seguintes especificações: corrente de

40 mA, voltagem de 40 kV, comprimento de onda de 1,5408 Å, fenda de dispersão de 1,0 mm, tempo

por passo de 1,0 s, incremento de 0,2038°, faixa de 5° - 70 °, abertura do detector de 0,18 - 0,25. A

identificação dos grupos minerais contou com o auxilio do software DIFFRAC.EVA com a base de

dados PDF-2003. As análises de Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV) em lâmina delgada,

polida, e metalizada com ouro foram realizadas no Laboratório de Caracterização de Novos Materiais

da UFMT. O equipamento utilizado foi o Shimadzu SuperScan SS-550, operando com 15kV, corrente

de 45mA, acoplado com o sistema de energia dispersiva de raios-X.

II. 4. ANÁLISE PETROGRÁFICA

A descrição macroscópica associada à microscópica de amostras do testemunho PB 01 – RO

permitiu verificar que a seção testemunhada pode ser subdividida, da base para o topo em oito

intervalos deposicionais, descritos abaixo.

1 – Intervalo 941metros a 905,15 metros: arenito muito fino intercalado com siltitos e lâminas

centimétricas de folhelho, de coloração marrom claro a cinza escuro, com estruturas de sobrecarga,

estratificação plano-paralela marcada pela orientação de palhetas de micas e estratificação cruzada de

baixo ângulo, presença de fraturas com aproximadamente 03 centímetros. O arcabouço é grão-

suportado constituído por 85% de grãos, 10% de cimento e 5% de poros. A composição mineralógica


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é representada por grãos de quartzo, feldspato, fragmentos de rocha (pelito e calcário) e micas (biotita

e muscovita) que estão arqueadas e com direção de fluxo preferencial, além de zircão, turmalina, rutilo

e minerais opacos, com índice ZTR alto.

As rochas, deste intervalo, são mineralógica e texturalmente maturas. A seleção dos grãos

variam de bem a moderadamente selecionada, com arredondamento sub angular e baixa esfericidade.

Os principais tipos de contato são reto e suturado, evidenciando empacotamento do tipo normal e

localmente fechado. A porosidade observada é do tipo intercristalina e de fratura. A cimentação é

representada por sobrecrescimento de quartzo e subordinadamente calcita e anidrita poiquilotópicas e

coatings de óxido de ferro (hematita).

2 – Intervalo 905,15 a 856,30 metros: representado pela intercalação de calcário, parcialmente

recristalizado para dolomito com finas camadas de argilito marrom escuro que se adelgam à medida

que as lâminas de calcário se espessam. As estruturas primárias encontradas são estratificação

cruzada, estruturas de sobrecarga e, no topo desse intervalo carbonático ocorre estratificação plano-

paralela, também há pequenas concreções de calcedônia e anidrita dispersas em topo intervalo. Em

884 metros ocorre uma fina camada de arenito, semelhante ao anterior e com grânulos centimétricos

dispersos e irregulares, de composição carbonática.

Esse intervalo carbonático foi subdividido em cinco microfácies, de acordo com as

características macro e microscópicas observadas, sendo elas representadas por: a) calcarenito fino

(Fig. II. 3A e 3B): o arcabouço é constituído por 30% de grãos terrígenos representados por grãos de

quartzo, feldspatos, com granulometria areia fina, angulares, moderadamente selecionados e com

baixa esfericidade e biotitas com direção de fluxo preferencial. A porosidade observada é secundária

do tipo fratura, móldica, microporosidade gerada pela dissolução de grãos e matriz. Esses grãos estão

envoltos por uma lama carbonática (micrita) e por cimento de anidrita poiquilotópica; b) dolomito

(Fig. II. 3C): dolomito com cimento de anidrita ocupando porosidade intergranular. Os cristais de

dolomita são euédricos e subédricos, podendo alcançar até 0,5 mm; c) anidrita microcristalina (Fig. II.

3D): anidrita com textura fibrosa; d) calcarenito com oólitos e pelóides (Fig. II. 3E): foram

encontrados neste intervalo finas camadas de oólitos (na profundidade de 876,60 metros) com

aproximadamente 0,4mm de diâmetro, com formas esféricas ou alongadas e raramente exibindo dois

núcleos. Os núcleos dos oólitos apresentam-se preenchidos por micrita ou por anidrita. O contato entre

os grãos, tanto entre os terrígenos e/ou oólitos, é do tipo pontual e flutuante. Também foram

identificadas franjas calcíticas de cristais escalenoédricos dentados curtos (dente de cão) envolta de

grãos de quartzo e oólitos e cimentação por celestita e recristalização do cimento de calcita

evidenciado pela mudança do tamanho cristalino (micrítica, cristalina e poiquilotópica), em menor

proporção ocorreu à cimentação por hematita substituindo grãos e cimentos, gipsita e pirita framboidal

e, e) dolomicrito com anidrita e celestita pervasiva (Fig. II. 3F): representado por dolomicrtito com


24

cimento de anidrita fibrosa, celestita e nódulos acirculares de calcedônia e gipsita, pontualmente

ocorre alguns grãos de quartzo dispersos nesses cimentos. A microporosidade esta relacionada aos

estilolitos não preenchidos.

Figura II. 3. Fotomicrografias das rochas carbonáticas: (A e B) Calcarenito fino cimentado por anidrita (LP); (C) Dolomito cimentado por anidrita (LP); (D) Anidrita microcristalina (LP); (E) Calcarenito com oólitos (LP); (F) Dolomicrito com anidrita e celestita pervasiva (LP).


25

3 – Intervalo 856,30 a 830 metros: diamictito representado por argilito físsil, com coloração

marrom escuro a vermelho com grânulos de carbonato, arenito e dropstone de argila emersos,

apresentando contato erosivo com a sequência anterior.

O arcabouço é suportado pelo cimento e, é constituído por aproximadamente 50% de cimento,

45% de grãos e 5% de poros. A composição mineralógica é representada por grãos de quartzo,

feldspato, fragmentos de rocha (argilito, granito, gnaisse e calcário) e micas. Os minerais traços são

representados por turmalinas e minerais opacos, apresentando baixo índice ZTR. Texturalmente essas

rochas são consideradas imaturas (>5% de argila), é pobremente selecionada e os grãos apresentam

baixa esfericidade. Os principais tipos de contato são pontual e flutuante evidenciando um

empacotamento frouxo. A porosidade é do tipo fratura e, raramente, móldica. O cimento predominante

nesse intervalo é o de óxido de ferro.

4 – Intervalo 830 a 811 metros: ocorrem folhelhos marrons cimentados com lama carbonática

(marga) de coloração cinza. Em 812 metros ocorre uma lente de arenito fino a médio, de cor branca,

com milimétricas intercalações de argila e óxido de ferro. O arcabouço é constituído por 60% de

grãos, 38% de cimento e 2% de poros, principalmente do tipo fratura. Os constituintes principais são

quartzo, feldspato, fragmentos de rocha (calcários, argilito, chert, gnaisse, granito) e micas (biotita).

Os minerais traços são turmalina, zircão, rutilo e minerais opacos. O índice ZTR é alto.

Este arenito é texturalmente imaturo (>5% de argila) e mineralogicamente maturo. Os grãos

são mal selecionados e exibem a presença de grãos de areia grossa a grânulos. Os principais tipos de

contato são pontual, reto e subordinadamente flutuante. Os grãos estão envolvidos por cimento de

hematita e argila de infiltração, subordinadamente, nota-se cimentação por calcita e anidrita, também

foram observados estilólitos e dissolução de grãos. Há presença de um material opaco ocupando os

espaços porosos desse arenito que foi caracterizado como hidrocarboneto, conforme comprovado pela

análise de MEV acoplada ao EDS.

5 – Intervalo 811 a 665 metros: representado por arenito fino a médio, de coloração cinza,

predominantemente maciço, intercalado com finas lâminas de argila, marrom escuro. O arcabouço é

grão suportado constituído por 77% grãos (quartzo, feldspatos, fragmento de rochas (pelitos e

gnaisse), micas, traços de minerais opacos, turmalina, zircão e rutilo), 20% de cimento e 3% de

porosidade, principalmente do tipo intergranular, fratura e móldica. O índice ZTR é moderado. A

maturidade textural e a mineralógica é matura.

O selecionamento dos grãos varia de pobre a moderadamente selecionado, apresentam baixa

esfericidade e contato entre eles é principalmente do tipo pontual e reto, localmente côncavo-convexo,

conferindo um empacotamento do tipo normal. O principal cimento que envolve os grãos é de

hematita, porém em menor quantidade observou-se a presença de anidrita, calcita microcristalina,


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argila (caulinita) autigênica, sobrecrescimento de quartzo e de feldspato, pirita framboidal, dissolução

e substituição de grãos, infiltração mecânica de argila, além de compactação mecânica evidenciada

pela deformação e arqueamento de palhetas de micas e pela presença de estilólitos. Nesse intervalo

observa-se oxidação intensa, percebida principalmente pela coloração avermelhada.

6 – Intervalo 665 a 480 metros: arenito médio a grosso, róseo a bege, predominantemente

maciço, mostrando estrutura de percolação de fluido, dropstone e estrutura em chamas. Ocorrem

intercalações descontinuas de lâminas de argila e/ou folhelho de 10 a 40 centímetros de espessura. O

arcabouço é grão suportado, constituído por 73% de grãos, 20% de porosidade, 2% de matriz silto-

argilosa e 5% cimento. Os grãos do arcabouço são de quartzo e feldspato, fragmentos de rochas

(granito, pelito e gnaisse) e palhetas de micas, além de traços de minerais opacos, zircão e turmalina,

com índice ZTR moderado.

Texturalmente e mineralogicamente essas rochas são classificadas como maturas. Os grãos são

mal selecionados, subangulosos e apresentam baixa esfericidade. Os contatos entre ele são

dominantemente pontal, côncavo – convexo e, subordinadamente suturado, evidenciando

empacotamento normal. Os principais tipos de porosidades são agigantada e móldica e, raramente, do

tipo fratura. A diagênese é marcada por intensa dissolução de grãos de feldspatos e da matriz,

sobrecrescimento de quartzo e feldspato, franjas de calcedônia, cutículas e franjas de argila,

sobrecrescimento de zircão, precipitação de pirita framboidal, estilólitos, micas arqueadas, fraturadas e

com direção preferencial, além de coatings de ferro e pontualmente cimento de óxido de ferro.

Com o auxílio do MEV-EDS foi diagnosticada a presença de hidrocarboneto (Fig. II. 4A), que

se apresenta como um material opaco com diferentes formas e tamanhos, ocupando espaços porosos.

As análises de MEV-EDS também identificaram pequenos cristais de halita (NaCl) (Fig.II. 4B).

Figura II. 4. Fotomicrografias exibindo os resultados das análises por EDS e as feições dos compostos - MEV. (A) Hidrocarboneto; (B) Halita.

7 – Intervalo 480 a 284,5 metros: arenito fino a médio, intercalado com lâminas de areia

grossa, cor branca, predominantemente maciça com a presença de estratificações cruzadas de baixo


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ângulo, dropstone de argila nas poções mais grossas, estrutura plano-paralela, intercalações de

camadas de argila com estruturas do tipo flaser e em chama, muito oxidado.

O arcabouço é grão suportado com 70% de grãos, representados por quartzo, feldspato,

fragmentos de rochas (pelito, gnaisse e granito), micas (biotitas e muscovitas orientadas) e traços de

minerais opacos, zircão, turmalina e rutilo com alto índice ZTR, 15% de poros e 15% de cimento. O

selecionamento dos grãos é moderado e o grau de arredondamento varia de angular a subangular com

esfericidade baixa. A maturidade textural é imatura e a mineralógica é matura. Os principais tipos de

contato são pontual, reto e flutuante caracterizando empacotamento frouxo, localmente normal. A

porosidade é do tipo intergranular, móldica, agigantada e de fratura. Os principais eventos

diagenéticos são cimentação por hematita, argila de infiltração mecânica e menos expressiva, pirita

framboidal, cimentação por calcita poiquilotópica, sobrecrescimento de quartzo e zircão, dissolução de

grãos e dolomitização. No intervalo de 378 a 305 metros observou-se a presença de romboedros de

dolomitas imersos no cimento de óxido de ferro.

8 – Intervalo 284,5 a 108 metros: arenito muito fino a fino, com intercalações de lâminas de

argilito e marga. Na porção areia fina há muitos dropstone e finas camadas de carbonato, às vezes

nota-se nódulos de carbonato envoltos por nódulos de gipsita e anidrita. Estão presentes estruturas

plano-paralela, evidenciadas pelas camadas de argilas, de sobrecarga e fluidização, subordinadamente

observou-se wave, gretas de contração e veios de 0,1 a 15 centímetros preenchidos por gipsita. O

arcabouço é grão suportado, constituído por aproximadamente 73% de grãos, 25% de cimento e 2% de

poros. A composição mineralógica é representada por grãos de quartzo, feldspato, fragmento de rochas

(pelítica, gnaisse e marga) e palhetas de micas (muscovita e biotita). Constituintes traços são minerais

opacos, zircão, turmalina, rutilo e granada. O índice ZTR é alto. A maturidade textural é imatura e a

mineralógica é matura. A seleção dos grãos varia de bem a moderadamente selecionada e o

arredondamento varia de subangular a sub arredondado com baixa esfericidade. Os principais tipos de

contato são pontual e flutuante, conferindo à rocha um empacotamento do tipo frouxo, localmente

normal.

Os tipos de porosidade são microporosidade, fratura, vugular e móldica. Observaram-se

estruturas de percolação de fluidos ricos em óxido de ferro e estratificação plano-paralela marcada

pela orientação das palhetas de micas. Os cimentos observados são óxido de ferro, calcedônia fibro-

radiada, gipsita e anidrita, além de cimento de calcita microcristalina e subordinadamente

poiquilotópica, sobrecrescimento de quartzo e de feldspato, celestita, infiltração mecânica de argila,

coatings de óxido de ferro, dissolução e substituição de grãos, estilólitos que podem estar preenchidos

por calcedônia e gipsita. No intervalo entre 170,75 e 261 metros, ocorre aumento na oxidação e a

compactação mecânica está melhor evidenciada no arqueamento das palhetas de micas, fraturamento


28

de grãos, esmagamento de intraclasto lamoso e contatos suturados, bem como várias fraturas (0,1mm a

0,5mm de espessura) preenchidas por gipsita e/ou calcedônia.

As descrições dos intervalos discriminados no testemunho PB 01-RO estão integralizadas no

perfil estratigráfico apresentado na figura II. 5.

Figura II. 5. Perfil estratigráfico do testemunho PB 01-RO.


29

II. 5. ANÁLISES COMPOSICIONAL E QUÍMICA

De acordo com a classificação de Folk (1968), os arenitos da Formação Pimenta Bueno

puderam ser classificados como subarcósios (Fig. II. 6). A análise modal dos constituintes detríticos

normatizada para 100% mostrou que os minerais do arcabouço são representados, predominantemente,

por quartzo monocristalino, além de grãos de feldspato (plagioclásio e microclina) e fragmentos de

rocha (arenito, calcário, siltito, chert, argilito, granito e gnaisse). Outros minerais presentes são cerca

de 2 a 11% de micas (muscovita e biotita), traços de minerais opacos, granada, zircão, turmalina e

rutilo. Os resultados em porcentagem máxima, média e mínima dos minerais descritos na contagem

modal estão representados na tabela II. 2.

Figura II. 6. Classificação modal das amostras siliciclásticas do testemunho PB 01-RO. (Q=quartzo; F=feldspato; L= fragmentos de rochas) (modificado de Folk 1968).


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Tabela II. 2. Resultados em porcentagem máxima, média e mínima dos minerais descritos na contagem modal.

Constituintes % Máxima % Média % Mínima

Quartzo monocristalino 56,2 47,3 37,5

Quartzo policristalino 3,3 1,8 1

Feldspato 21 16,1 10,3

Mucovita 1,2 1 0

Biotita 5,1 1,3 0

Zircão 1 0,6 0

Turmalina 1 0,75 0

Rutilo 1 0 0

Granada 1,5 0,1 0

Minerais opacos 1,4 1 0

Fragmento de rocha ígnea 1,3 0,8 0

Fragmento de rocha metamórfica 1 0,1 0

Fragmento de rocha sedimentar 2,1 1,2 0

Intraclasto de argila 2,3 0,8 0

Óxido de ferro 11,5 5,9 0

Infiltração mecânica de argila 2,4 1,3 0

Pirita framboidal 0,4 0 0

Cimentação por calcita 5,1 1,2 0

Cimentação por feldspato 1,5 0,6 0

Cimentação por gipsita 4,8 0,4 0

Cimentação por sílica 7,3 3,4 0

Cimentação por anidrita 7,9 0,6 0

Argila autigênica 19,3 4,2 0

Cimentação por zircão 0,3 0 0

Cimentação por óxido de titânio 0,3 0 0

Matriz 5 0,6 0

Porosidade 15 9,4 0

A análise quantitativa de EDX foi empregada como ferramenta auxiliar a microscopia óptica

convencional, na caracterização de componentes detríticos e diagenéticos, e os resultados estão

apresentados na tabela II. 3, na qual pode ser observado que a percentagem de Fe, presente na maioria

das amostras, pode alcançar 7,5% indicando a persistência da cimentação por hematita (Fe2O3).

Os resultados das análises química, associado às observações ópticas, indicaram que nas

rochas carbonáticas, além de calcita e dolomita, ocorrem também minerais ricos em sulfatos que foram

identificados como anidrita (CaSO4), gipsita (CaSO4.2H2O) e celestita (SrSO4) e, em alguns casos


31

inferiu-se que o estrôncio substituiu o magnésio e/ou o cálcio, indicando a presença de estroncionita

(SrCO3).

Tabela II. 3. Porcentagem dos elementos químicos encontrados nas amostras analisadas.

Amostras 825,9 (m)

848,55 (m)

856,3 (m)

859,3 (m)

864,05 (m)

879,15 (m)

915,75 (m)

938,65 (m)

SiO2 60.638 60.520 21.509 3.032 12.488 1.782 62.170 62.509

TiO2 0.890 0.690 - - - - 0.737 0.754

Al2O3 20.466 20.154 - - 0.913 - 19.049 19.020

Fe2O3 7.508 6.235 1.056 0.664 0.635 - 4.723 5.641

MnO 0.103 0.069 - 0.063 0.039 - 0.063 0.062

MgO 3.55 4.466 16.149 10.983 16.201 - 2.157 2.362

CaO 1.265 2.436 44.091 49.345 48.336 41.530 1.260 0.823

Na2O - - - - - - 1.145 1.444

K2O 5.159 5.171 0.194 0.230 0.547 0.165 6.766 6.416

P2O5 0.199 - - 1.713 1.194 - - -

SO3 0.131 0.161 16.813 33.652 19.070 56.200 1.870 0.824

ZrO2 0.031 0.029 -

- - - -

SrO 0.022 0.027 0.139 0.318 0.452 0.323 0.029 0.026

Rb2O 0.019 0.020 - - - - 0.025 0.028

ZnO 0.011 0.015 - - - - - 0.012

II. 6. PROCESSOS DIAGENÉTICOS E HISTÓRIA EVOLUTIVA

A diagênese envolve os processos químicos e físicos que ocorrem em baixas temperaturas e

profundidades de até sete quilômetros, as quais atuam sobre os sedimentos após a deposição e se

finalizam aos primeiros sinais de matamorfismo (Schmidt & McDonald 1979). Os campos

diagenéticas são subdivididos em eo, meso e telodiagênese (Schmidt & McDonald op. cit.).

Os eventos diagenéticos identificados são apresentados abaixo procurando-se respeitar a

ordem de cristalização inferida para os mesmos.

II. 6.1. Eodiagênese

Os eventos identificados como eodiagenéticos foram:

A cimentação precoce por óxido de ferro (hematita) foi identificada na maior parte das

amostras na forma de fina película em volta dos grãos de quartzo (coatings). Segundo Batezelli et al.

(2005) esse cimento se forma em um estágio inicial de soterramento, sob condições oxidantes. Walker


32

(1976 in: Morad 1991) ponderou que a maior parte dos cimentos de hematita em arenitos seria

formada pela alteração diagenética de minerais detríticos portadores de ferro (biotita, anfibólio,

piroxênio, magnetita e óxidos de Fe e Ti) em condições próximas a superfície.

Infiltração mecânica de argila na forma de cutículas contínuas ou descontínuas é comum na

profundidade de 753 e 285 metros (Fig. II. 7A). Segundo Bernard & Carrio-Schaffhauser (2003), os

filmes de argila concentram-se em zonas onde a pressão capilar preserva os fluidos, promovendo a

reorganização do material argiloso. Walker et al. (1978) relacionaram este processo a condições de

clima seco na bacia durante o período deposicional. Segundo De Ros (1986) durante as enxurradas

episódicas, a argila é infiltrada e transportada em suspensão até que a vazão promove sua decantação

na superfície dos grãos.

Precipitação de pirita framboidal (Fig. II. 7B) observada em todos os níveis e preenchendo

poros intergranulares. A redução do sulfato é beneficiada pela ação das bactérias anaeróbicas que

geram ácido sulfídrico o qual, por sua vez, na presença de ferro reativo resulta na precipitação de

sulfetos metaestáveis, que se transformam em pirita com hábito framboidal (Gautier 1985).

Crescimento autigênico de feldspatos (Fig. II. 7C) ocorre de forma incipiente, na forma de

sobrecrescimentos em torno dos grãos detríticos identificados pelas linhas de descontinuidade

constituídas por impurezas (óxidos de ferro e cutículas de argilas) e/ou pelas faces retas com a mesma

orientação ótica do mineral original e, também, porque a fase autigênica não apresenta as maclas

presentes no grão hospedeiro. Segundo Morad (1991) o feldspato autigênico forma-se, comumente,

durante a eodiagênese, porém pode tornar-se instável e parcialmente dissolvido ou pode ser substituído

por outros minerais diagenéticos durante a mesodiagênese, devido a mudanças na química dos fluidos

dos poros.

Nas rochas carbonáticas foi identificado cimento de calcita na forma de franjas de cristais

escalenoédricos dentados curtos, denominada de calcita dente de cão (Fig. II. 7D), envolvendo grãos

de quartzo, oólitos e pelóides. Este tipo textural de calcita pode ser interpretado como possível

diagênese de soterramento raso, com influência de água meteórica (Tonietto 2010).

Cimentação por gipsita (Fig. II. 7E), observada principalmente no intervalo de 284,5 até 108

metros, preenchendo fraturas e poros. Em regiões de precipitação pluviométrica baixa, os sais

resultantes da decomposição química não podem fluir para os rios e mares, ficando em sua maior parte

retidos no local onde se formam e o movimento capilar ascendente da água por evaporação faz com

que se acumulem na superfície, formando concreções e/ou preenchendo vazios (Caetano-Chang &

Wu, F. 2003). Nas rochas carbonáticas esse cimento ocorre como veios de paliçada de cristais

prismáticos e fibrosos algumas vezes associados a nódulos de anidrita e calcita. A cimentação por


33

halita foi identicada ao MEV-EDS, porém devido ao tamanho diminuto não foi possivel identifica-la

através da microscopia convencional.

Figura II. 7. Fotomicrografias de eventos diagenéticos identificados: (A) Infiltração mecânica de argila e coatings de óxido de ferro (LP); (B) Pirita framboidal (LP); (C) Crescimento autigênico de feldspato (LP); (D) Calcita “dente de cão” envolvendo oólitos e pelóides (LN); (E) Gipsita preenchendo fratura (LN); (F) Sobrecrescimento em torno de grão detrítico de quartzo (LN).

II. 6.2. Mesodiagênese


34

Os cimentos identificados como mesodiagenéticos foram:

Cimentação por sílica na forma de sobrecrescimento em torno de grãos detríticos de quartzo

apresenta formas prismáticas e continuidade ótica com o núcleo (Fig. II. 7F). Essa cimentação teve

início provavelmente no final da eodiagênee, mas seu desenvolvimento foi mais abundante durante a

mesodiagênese. Segundo Blatt (1979) a cimentação por sílica na forma de sobrecrescimento tem sido

descrita em muitas rochas desde longas datas, mas as condições necessárias para sua formação ainda

são motivo de grandes discussões e sua identificação ao microscópio petrográfico só é possível quando

em torno de grãos detríticos ocorrem películas de argila ou óxidos e quando o cimento exibe faces

cristalinas bem formadas. De acordo com Bjorlykke & Egeberg (1993) a cimentação por sílica

desenvolve-se basicamente através de difusão, por dissolução por pressão ao longo dos contatos

intergranulares, porém alguns autores consideram que a cimentação por quartzo é episódica,

relacionada ao rifteamento e circulação de fluidos quentes através das falhas (Glasmann et al. 1989).

Wilson (1994) considera que a dissolução por pressão é a única fonte volumetricamente adequada para

explicar a cimentação por quartzo em arenitos. Segundo De Ros (1998) a maior parte dos modelos de

cimentação por sílica relaciona-se a bacias profundas que sofreram rápida subsidência e a quantidade

desse cimento aumenta de acordo com a profundidade. A cimentação por sílica na forma de calcedônia

(Fig. II. 8A) ocorre preenchendo poros vugulares e principalmente substituindo calcita microcristalina

e sulfatos. Segundo Folk & Pittman (1971) a calcedônia, assim como os outros tipos de sílica, é

controlada pela taxa de nucleação e cristalização, o que é dependente, principalmente, da saturação de

sílica em um ambiente evaporítico e fatores como a hipersalinidade e PH elevado (Hesse 1989).

A compactação mecânica é promovida pelo soterramento dos grãos que compõem o arcabouço

e respondem à crescente pressão litostática (Nóbrega & Filho 2003). Nas amostras analisadas

reconheceu-se a presença de fraturamento de grãos de quartzo e fragmentos de rochas e esmagamento

de grãos dúcteis com a geração de pseudomatriz, além do arqueamento das palhetas de micas.

A compactação química envolve um soterramento mais efetivo, e de acordo com Costa et al.

(2014) provoca dissolução ao longo dos contatos grão a grão, principalmente de grãos de feldspatos,

devido a sobrecarga sedimentar. Evidências da sua presença são os contatos do tipo suturado e os

estilólitos, mais constantes a partir de 570 metros para a base.

A cimentação por celestita poquilotópica (Fig. II. 8B e 8C), foi observada apenas nas rochas

carbonáticas, ocorre preenchendo poros e fraturas, substituindo à cimentação por calcita e associada à

anidrita. A princípio a celestita foi identificada como barita (BaSO4), porém, após análise química

verificou-se a presença de sulfato de estrôncio e não de sulfato de bário. De acordo com Nomura

(2013) o sulfato necessário para a precipitação de celestita e/ou barita pode ser de procedência da

dissolução de camadas evaporíticas (anidrita e gipsita) sobrejacentes, no entanto a ascensão de fluidos


35

profundos ricos em enxofre também pode gerar águas superficiais ricas em sulfatos mediante a

oxigenação. Warren (2006) relaciona a precipitação de celestita a salmouras ou a ambientes que ocorre

mistura de àguas meteóricas e hipersalinas.

A cimentação por calcita na forma de cimento poiquilotópico e/ou cristalino fino, ocorre

englobando e preenchendo poros intersticiais nos arenitos analisados e, em alguns casos, ocorre

substituindo grãos do arcabouço. Nas rochas carbonáticas a cimentação por calcita ocorre na forma

microcristalina, parcialmente recristalizada para dolomita. Embora seja possível notar, em menor

expressividade cimentação por calcita poiquilotópica. De acordo com Moore (1989) a textura

microcristalina em cimentos carbonáticos é produto da rápida precipitação próximo à superfície,

associada a processos orgânicos e a reações químicas que causam rápida supersaturação. Segundo

Rangel (2002) esse cimento pode se precipitar em diversos tipos de ambientes que vão da planície de

maré até as regiões abissais, e é altamente susceptível às alterações diagenéticas. Na mesodiagênese a

cimentação por calcita ocorre com facilidade nos arenitos, já que a solubilidade da calcita diminui com

o aumento da temperatura (Barbosa-Gimenez & Caetano-Chang 2010).

O cimento de anidrita foi observado em diferentes intervalos de forma incipiente sendo

abundante entre 941 a 916 e 811 a 665 metros. Nas rochas siliciclásticas, este cimento ocorre na forma

poiquilotópica, de mosaico ou microcristais preenchendo espaços intergranulares e fraturas, além de

substituir grãos de feldspatos e quartzo. Nas amostras da Formação Pimenta Bueno os grãos do

arcabouço, principalmente quartzo e feldspato, apresentam feições de corrosão no contato com cristais

de anidrita que os envolvem. A precipitação desse cimento após a dissolução de feldspato sugere que a

cimentação por anidrita ocorreu nos estágios finais da eodiagênese e/ou início da mesodiagênese. Nas

rochas carbonáticas a cimentação por anidrita apresenta, principalmente, textura fibrosa e

subordinadamente poiquilotópica envolvendo grãos e substituindo núcleos de oóides e grãos. O

aumento da temperatura, salinidade e pressão propiciam a precipitação de cimento de anidrita (Jesus

2004). A formação desse cimento pode ocorrer pela recristalização de cristais de anidrita pré-

existentes ou, ainda, pela desidratação da gipsita, porém segundo Levandowski et al. (1973) e Morad

et al. (2000) esse cimento pode se precipitar quando águas salgadas misturam-se com águas

meteóricas e são evaporadas em períodos de inatividade.

A cimentação por dolomita é a fase diagenética mais abundante nos carbonatos estudados e

ocorre principalmente como dolomicrita, micro losangos de 4 a 40µm (Fig. II. 8D), associados à

anidrita, mas subordinadamente podem atingir 0,5mm. Nas rochas siliciclásticas, cristais romboédricos

de dolomita ocorrem entre 484 a 284,5 metros. Na profundidade de 305 metros os cristais de dolomita

foram engolfados pelo cimento de hematita e apresentam bordas corroídas. A precipitação direta de

dolomita é muito rara, sendo esta formada na maioria dos casos, pela substituição do Ca2+ presente na

calcita pelo Mg2+, chamada de dolomitização (Moore 1989). Butler (1969) associa a dolomitização ao


36

ambiente de sabkha (salar) onde no início da precipitação de gipsita, em uma sequência evaporítica, há

a remoção do cálcio na solução e, consequentemente um aumento da razão Mg2+/Ca2+ e quando a

proporção de Mg2+ ultrapassa a de Ca2+ ocorre a dolomitização.

A recristalização é o processo de dissolução seguida de precipitação com mudança do

tamanho cristalino, mantendo a mesma composição mineralógica (Worden et al. 2003). Essa

característica é notável, pontualmente, nos cimentos carbonáticos pré-existentes e pode resultar na

formação de uma cimentação calcítica caracterizada pela variação da cristalinidade, ou seja,

localmente o cimento é cristalino e por vezes é poiquilotópico.

A dissolução verificada nos sedimentos siliciclásticos resultou da lixiviação parcial ou total de

grãos (Fig. II. 7E), principalmente de feldspato e subordinadamente da matriz e cimentos, atuando

com maior intensidade entre 655 a 480 metros. Os espaços gerados foram preenchidos por cimentos

ou geraram porosidade secundária. Os processos de dissolução são reconhecidos como relativamente

tardios em uma sequência de eventos diagenéticos e os fluidos responsáveis pela dissolução são

gerados em profundidades moderadas de soterramento, entre 1000 e 3000 metros (Schmidt &

McDonald 1979). Nos carbonatos analisados há dissolução de grãos terrígenos, aloquímicos e

cimentos. Os espaços gerados pela dissolução dos núcleos de oóides e grãos de feldspatos foram

substituídos por anidrita e celestita.

A substituição ocorreu em grãos, principalmente, de feldspato os quais foram substituídos por

cimentos de calcita, anidrita, calcedônia e gipsita, principalmente na profundidade de 570 metros.

Argila autigênica, com estrutura em booklets típica da caulinita, foi observada com

abundância no intervalo de 811 metros a 665 metros e 569 metros a 524,60 metros preenchendo

espaços intergranulares dos arenitos. Esse evento diagenético pode ocorrer em virtude de dois

processos distintos, a precipitação a partir da dissolução de silicatos instáveis durante a circulação de

fluidos intersticiais ou a partir da substituição de grãos do arcabouço como muscovita, biotita e

feldspatos e em ambos os casos, seja como cimento ou como mineral de substituição, estas argilas

constituem uma fase autigênica do final da mesodiagênese (Costa et al. 2014). A análise de EDS,

realizada na profundidade de 548,20 metros, revelou a presença de caulinita com elevado teor de

alumínio e análise de difratometria de raios-X revelou a presença de caulinita, ilita, esmectita, clorita,

pirofilita, interestratificado de ilita/esmectita e clorita/esmecita.

A cimentação por zircão ocorre em continuidade ótica com os próprios grãos detríticos e foi

observada, pontualmente, entre 655 a 480 metros. A ocorrência de cimentação por zircão é uma fase

pouco documentada e segundo Bond (1948) foi descrita pela primeira vez por Butterfiel em 1936 que

observou em torno de grãos detríticos de zircão uma fase autigênica com faces bem formadas não

mostrando sinais de transporte.


37

Precipitação tardia de óxido de titânio, provavelmente rutilo, ocorre ocupando poros

intergranulares e de acordo com Morad & Aldahan (1982) a fonte de titânio pode ser atribuída à

degradação de minerais titaníferos detríticos, como biotita, ilmenita, magnetitas titaníferas, titanita,

além de piroxênios e anfibólios.

II. 6.3. Telodiagênese

O único processo telodiagenético identificado nas rochas siliciclástica é a oxidação tardia,

originada a partir das alterações físico-químicas dos fluidos intersticiais e, nessas rochas apresenta-se

sob a forma de grandes massas acastanhadas e/ou avermelhadas ocupando espaços interpartículas,

substituindo grãos e contaminando outros cimentos. É mais abundante nos intervalos de 811 a 665

metros e 484 a 284,5 metros.

Análise de MEV-EDS em material opaco, com forma irregular, ocupando espaços porosos nos

intervalos de 830-811 e 665-480 metros revelou ser um material rico em carbono (Fig. II. 8F),

indicando a presença de matéria orgânica, possivelmente hidrocarboneto, embora não tenha sido

determinado o estágio termal do mesmo.


38

Figura II. 8. Fotomicrografias de eventos diagenéticos observado em lâmina delgada. (A) Cimentação por calcedônia (LP); (B) Cimentação por celestita (LP); (C) Cimentação por celestita (LN); (D) Romboédro de dolomita e cimento de anidrita (LP); (E) Dissolução parcial de grão (LN); (F) Poros preenchidos por matéria orgânica – hidrocarboneto (LN).

Na tabela II. 4 são apresentados os eventos diagenéticos identificados inferindo uma provável

ordem cronológica para a formação dos mesmos.


39

Tabela II. 4. Resumo dos eventos diagenéticos ocorridos na Formação Pimenta Bueno. Rochas Siliciclásticas Eodiagênese Mesodiagênese Telodiagênese

Óxido de ferro xxx

xxxxxxxxxxxxxx

Infiltração mecânica de argilas xxxxxxx

Pirita framboidal xxxxxxxxx

Cimentação por gipsita xxx

Cimentação por halita xxx

Compactação mecânica

xxxxxxxxxxxxx

Compactação química

xxxxxxxxxxxx

Cimentação por calcita xxxxxxxxxxxxxxxx

Overgrowth de feldspato xxxxxxxxxxxxxxxxx

Cimentação por sílica xxxxxxxxxxxxxxxxxxx

Cimentação por anidrita xxxxxxxxxxxx

Dolomitização

xxxxxxxx

Recristalização xxxxxxxx

Dissolução xxxxxxxxxx

Substituição xxxxxxxxx

Porosidade secundária xxxx

Argila autigênica xxxx

Cimentação por zircão xxxx

Óxido de titânio xxxx

Matéria Orgânica ? ?

Rochas Carbonáticas

Precipitação de pirita framboidal xxxxxxxxxxx

Calcita "dente de cão" xxxxxxxx

Cimentação por gipsita xxxx

Compactação mecânica xxxxxxxxxxxxx

Compactação química xxxxxxxxxxxx

Calcita microcristalina xxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxx

Calcita poiquilotópica xxxxxxxxxxxxxxxxxxxx

Cimentação por celestita xxxxxxxxxxx

Cimentação por anidrita xxxxxxxxxxxxx

Dolomitização xxxxxxxxxxxx

Dissolução xxxxxxxx

Substituição xxxxxxxx

II. 7. DISCUSSÃO E CONCLUSÕES

Os arenitos da Formação Pimenta Bueno apresentam composição subarcósia, sendo seus

principais constituintes o quartzo monocristalino, feldspatos, principalmente o plagioclásio e a

microclima, e fragmentos de rocha de arenito, calcário, siltito, chert, argilito, granito e gnaisse. A

baixa esfericidade e o baixo grau de arredondamento evidenciam que a área fonte desses sedimentos

deve ser proximal e ter origem ígnea e metamórfica e a grande quantidade de fragmentos intrabacinais

mostra o intenso retrabalhamento da bacia. Já as rochas carbonáticas foram classificadas como


40

calcilutitos com oólitos e pelóides parcialmente dolomitizados de acordo com a classificação de Folk

1962.

Com base nos estudos petrográficos foi possível concluir que, da base para o topo há oito

intervalos deposicionais distintos, com a história diagenética bastante complexa e caracterizada por

uma grande variedade de fases que se sucederam durando os estágios eo, meso e telodiagenético.

Nas rochas siliciclásticas, durante o estágio eodiagenético ocorreu cimentação precoce por

hematita; infiltração mecânica de argilas; precipitação de pirita framboibal; sobrecrescimento de

feldspato e cimentação por gipsita e halita. Esses processos diagenéticos evidenciam uma deposição

continental situada sob-regiões de supramaré, onde as águas marinhas misturam-se ás aguas

continentais e ocorre intensa evaporação (Morad et al. 2000).

No estágio mesodiagenético essas rochas foram submetidas a processos de compactação

mecânica; compactação química; cimentação por sílica (quartzo e calcedônia); cimentação por calcita;

cimentação por anidrita e dolomita; recristalização; dissolução que gerou a porosidade secundária;

substituição de grãos e cimentos; cimentação por argila autigênica; cimentação por zircão e

precipitação tardia de óxido de titânio. As principais características ambientais para a precipitação de

cimentos de calcedônia, anidrita e dolomita estão intimamente ligados às condições de um ambiente

evaporítico, segundo trabalhos de Hesse (1989), Levandowski et al. (1973) e Morad et al. (2000). A

telodiagênese é marcada pela oxidação tardia, representada por massas disformes de hematita, muito

bem caracterizada entre aprofundidades 811-665 e 484-284,5 metros.

Nas rochas carbonáticas a eodiagênese é representada pela precipitação de pirita framboidal;

calcita “dente de cão” e com menor expressividade, cimentação por gipsita. No estágio

mesodiagenético ocorre cimentação por calcita microcristalina e subordinadamente poiquilotópica;

anidrita, celestita; compactação mecânica e química; bem como dolomitização e processos de

dissolução e substituição concomitantes, marcados pela dissolução de núcleos de oóides e grãos de

feldspatos substituídos por anidrita. As paragêneses minerais que ocorrem nos estágios eo e

mesodiagenéticos, das rochas carbonáticas, são característicos de águas quentes, limpas, com alta

salinidade e, esporadicamente, exposição subárea com intensa evaporação, evidenciando uma zona de

mistura, ou, um provável ambiente de intermaré (Jesus 2004).

A baixa porosidade observada nas rochas carbonáticas, < 3%, pode estar relacionada a eventos

da mesodiagênese, com o aumento da profundidade. A presença de oóides indica que a sedimentação

se deu em ambientes de águas rasas, com alta energia e sob ação de ondas (Tucker & Wright 1990).

Com base nas análises de porosidades pode-se concluir que os arenitos de granulometria

média a grossa do intervalo de 665 a 480 metros, são os que representam melhor potencial como

reservatório de petróleo, visto que apresentam aproximadamente 20% de porosidade e apenas 2% de


41

matriz silto-argilosa. Manchas de matéria orgânica (hidrocarboneto) foram detectadas nesse mesmo

intervalo, ocupando aproximadamente 7% do total da porosidade presente. Os evaporitos e os argilitos

que constituem o intervalo de 284,5 a 108 metros de profundidade sugerem um bom potencial como

rochas selantes, já que a porosidade não ultrapassa 2% do volume total de rocha.

Nas amostras de folhelhos não foram realizadas análises para obter a porcentagem total de

carbono orgânico, apenas algumas lâminas foram confeccionadas para estudo palinológico, o qual

revelou a escassez de palinomorfos e baixa preservação dos mesmos, restringindo a poucos

leiosferídeos, simples acritarcos esferomos indeterminados e possíveis fragmentos de algas sendo que

alguns espécimes apresentam características semelhantes com a assemblagem atribuída a “Ediacaran

Leiosphere Palynoflora” ou ELP, descritas em bacias na Austrália por Grey (2005).

Outros estudos estão em desenvolvimento, como o da cristalinidade da ilita, objetivando

conhecer o grau metamórfico a que foram submetidas às rochas da Formação Pimenta Bueno na área

de estudo, bem como o aprofundamento das análises palinológicas que visam determinar a idade de

deposição dessas rochas.

Agradecimentos

Os autores agradecem à FAPEMAT pelo suporte financeiro através do edital 009/2009 -

PRONEX (FAPEMAT/CNPq). A CAPES pela concessão de bolsa de mestrado. A CPRM, por

disponibilizar as amostras do testemunho PB 01 – RO, utilizadas nesse trabalho.

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CAPÍTULO III ARTIGO SUBMETIDO À GEONOMOS

ÍNDICE DE CRISTALINIDADE DA ILITA E CARACTERIZAÇÃO DOS

ARGILOMINERAIS DA FORMAÇÃO PIMENTA BUENO – BACIA DOS PARECIS.

Jéssica Melanya Sisti de Paiva1, Gislaine Amorés Battilani1, 2, Rúbia Ribeiro Viana1,2, Maurício José

dos Reis3

(1) Programa de Pós-Graduação em Geociências, Faculdade de Geociências (FAGEO), Universidade

Federal de Mato Grosso – UFMT – Avenida Fernando Corrêa, nº 2367, Bairro Coxipó. CEP: 78060-

900. Cuiabá-MT, Brasil. E-mail: [email protected].

(2) Universidade Federal dos Vales do Jequitinhonha e Mucuri (UFVJM), Instituto de Ciência e

Tecnologia. E-mail: [email protected]; [email protected].

(3) Universidade Federal de Mato Grosso – UFMT, Cuiabá (MT), Brasil.

RESUMO

A Bacia dos Parecis é uma das maiores bacias intracratônicas brasileiras e poucos são os

estudos relacionados à sua gênese. A Formação Pimenta Bueno, objeto desse estudo, é constituída, da

base para o topo, de calcários, folhelhos, siltitos e arenitos. O presente estudo tem como principal

objetivo estimar o provável estágio diagenético/metamórfico em que essas rochas foram submetidas,

por meio do estudo de difratogramas de raios-X da fração argila e dos parâmetros do Índice de Kübler

(Índice de Cristalinidade da Ilita). Os resultados indicam que essas rochas encontram-se no limite da

Anquizona/Epizona e, a média das medidas da largura a meia altura (FWHM) é de 0,16°. A análise de

difratometria de raios – X indicou a presença de clorita, ilita, pirofilita, caulinita e esmectita

(montmorilonita). Além das espécies bem definidas, identificou-se, também, argilominerais

interestratificados de Ilita/Esmectita e Clorita/Esmectita.

Palavras-chaves: Cristalinidade da Ilita; Bacia dos Parecis; Formação Pimenta Bueno.

ABSTRACT

The Parecis basin is one of the largest Brazilian intracratonic basins and few are the studies related to

its genesis. Pimenta Bueno Formation, object of this study, is represented, from bottom to top, by

limestones, shales, siltstones and sandstones. To achieve the objectives of this study, knowing the

diagenetic stage and / or metamórphic degree to which were subjected the Parecis Basin rocks, were

developed diffraction studies of X-ray of the clay fraction, followed by the calculation of the Kübler

Index parameters (crystallinity of Ilita). The results indicated that these rocks are at the limit of

Epizone/Anchizone and the average width measured at half height (FWHM) is 0.16 °. The X-ray


47

diffraction indicated the presence of the chlorite, illite, pyrophyllite, kaolinite and smectite

(montmorillonite). Likewise were identified interstratified phases of Illite / smectite and chlorite /

smectite.

Keywords: Crystallinity of Ilita; Parecis Basin; Pimenta Bueno Formation.

III. 1. INTRODUÇÃO

A Bacia dos Parecis aflora nos estados de Rondônia e Mato Grosso, ocupa uma área de

500.000 km² acumulando aproximadamente 6.000 metros de sedimentos Paleo, Meso e Cenozoicos,

além de rochas vulcânicas Cretáceas que cortam a sequência sedimentar (Bahia et al. 2006). A Bacia

dos Parecis apresenta uma sequencia sedimentar constituída, da base para o topo, por conglomerados,

argilitos, arenitos, siltitos, folhelhos, calcários e evaporitos (Siqueira 1989 e Bahia et al. 2006).

Trabalhos recentes propõem que as unidades pré-cretáceas da bacia são correlatas às sequências

Neoproterozoicas da Faixa Paraguai (Vasconcelos et al. 2014), enquanto outras destacam seu

potencial para hidrocarbonetos, o que tem despertado grande interesse da comunidade científica

(Alves et al. 2007 e Haeser et al. 2013).

Este trabalho tem como objetivo principal caracterizar os argilominerais da Formação Pimenta

Bueno, utilizando amostras do testemunho PB 01-RO (784150/8657815 20L; Fig. III. 1) e estabelecer

a zona de temperatura a que foram submetidas estas rochas, a partir do índice de cristalinidade da ilita,

possibilitando o melhor entendimento da diagênese local.

A zona de transição entre diagênese e metamorfismo de grau muito baixo, é caracterizada por

mudanças sutis e graduais com diferentes características, para caracterizar e subdividir esse campo de

transição são utilizados inúmeros critérios tais como, associações minerais, zonas do índice de Kübler,

zonas microestruturais e escalas de rank do carvão (Arkái et al. 2007).

Os argilominerais são utilizados para identificação das zonas diagenéticas (Wang et al. 1996,

Dudek & Srodon 2003, Srodon et al. 2009) e de metamorfismo de baixo grau em rochas

sedimentares. Para resolver esta questão Kübler em 1964 (in Figueiras 1985) propôs o uso do método

denominado de “cristalinidade”, o qual consiste em medidas de largura a meia altura (FWHM) da

reflexão de raios - X da ilita com espaçamento basal aproximado de 10Å, em análises da fração argila

(<2μm) orientada, glicolada e aquecida.


48

Figura III. 1. Mapa de localização do testemunho PB 01 - RO. (Modificado de Teixeira 2001 e Dardenne et al.

2006).

III. 2. GEOLOGIA REGIONAL

A Bacia dos Parecis situa-se na Região Centro-Oeste do Brasil, entre os cinturões de

cisalhamento Rondônia e Guaporé e é considerada uma das maiores bacias intractratônicas brasileira

(Bahia et al. 2006). Ela ocupa uma área de aproximadamente 500.000 km2 estendendo-se desde o

sudeste do estado de Rondônia até as proximidades da fronteira entre os estados de Mato Grosso e

Goiás, acumulando mais de 6.000m de sedimentos paleozoicos, mesozoicos e cenozoicos (Bahia et al.

2006). Trabalhos mais recentes, como os de Alves et al. (2007) Haeser (2013) e Vasconcelos et al.

(2014) inferem que os sedimentos da Bacia dos Parecis começaram a se depositar ainda no

Neoproterozoico. O embasamento da bacia é constituído por rochas do Cráton Amazônico

representadas por granulitos do Complexo Jamari e, gnaisses, migmatitos e granitoides do Complexo

Xingu (Bahia et al. 2006). De acordo com Alves et al. (2007) e Haeser (2013), o estágio inicial de

formação da bacia foi marcado pelo desenvolvimento de um sistema de riftes que evoluíram para

bacias do tipo sag. Durante o Paleozoico, a bacia foi afetada por processo de abatimento caracterizado

por um conjunto litológico predominantemente siliciclástico (Quadros & Rizzotto 2007). A partir de

então, o preenchimento da Bacia dos Parecis foi marcado pela deposição, em direção ao centro da

bacia, de conglomerados, arenitos, siltitos e folhelhos, com algumas contribuições carbonáticas e


49

glaciais (Siqueira 1989). Essa sequência é representada pelas formações Cacoal, Furnas, Ponta Grossa,

Pimenta Bueno, Fazenda da Casa Branca, Anari/Tapirapuã, Rio Ávila, Salto das Nuvens e Utiariti

(Siqueira 1989; Bahia & Pedreira 1996; Pedreira & Bahia 2004).

Esse trabalho foi realizado em amostras de rochas da Formação Pimenta Bueno, a qual é

representada, da base para o topo, por folhelhos e siltitos, marrons e arenitos finos micáceos,

ritmicamente alternados em escala centimétrica, bem como calcários e siltitos carbonáticos e

conglomerados polimiticos com matriz arcosiana (Quadros & Rizzoto 2007). O contato inferior da

Formação Pimenta Bueno é com o embasamento cristalino e o contato superior com a Formação

Fazenda da Casa Branca (Quadros & Rizzoto 2007).

III. 3. MÉTODOS

Primeiramente procedeu-se às descrições macroscópicas do testemunho PB 01-RO, com 1000

metros de sedimentos e que está sob guarda da CPRM, Superintendência Regional de Porto Velho,

seguido da coleta de amostras.

No Laboratório de Sedimentologia do DRM/UFMT sete amostras foram selecionadas para

estudos de difratometria de raios-X. Estas amostras foram trituradas, peneiradas e a separação da

fração argila constituiu da dispersão em água destilada seguida de centrifugação a 1000 rpm durante 2

minutos, que ocasionou a deposição da fração silte, enquanto a fração argila permaneceu em

suspensão. A seguir foram coletados dois ml do material em suspensão de cada amostra e depositados

em lâminas de vidros apropriadas, utilizando a técnica da pipetagem. A fração depositada nas lâminas

de vidro foi submetida à técnica do esfregaço para orientação dos conforme proposto por Gibbs

(1965). As amostras da fração inferior a 2 μm foram examinadas por DRX após as rotinas de

tratamento de secagem ao ar (amostra natural), de saturação com etileno-glicol (glicolada) e de

aquecimento a 550°C por cinco horas (aquecida).

As análises de difratometria de raios-X foram desenvolvidas no Laboratório Multiusuário de

Técnicas Analíticas (LAMUTA) da Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT) utilizando-se de

um Difratômetro de Raios-X marca BRUKER, modelo D8 ADVANCE, com goniômetro Cu2Kα.

Utilizou-se a rotina de análise com as seguintes especificações: corrente de 40 mA, sob voltagem de

40 kV, comprimento de onda de 1,5408 Å, fenda de dispersão de 1,0 mm, tempo por passo foi de 1,0

s, incremento de 0,2038°, faixa de 5° - 70°, abertura do detector de 0,18 - 0,25. A identificação dos

grupos minerais contou com o auxílio do software DIFFRAC.EVA com a base de dados PDF-2003.

Após a obtenção dos difratogramas e da identificação dos argilominerais foram realizados os cálculos

dos parâmetros de cristalinidade da ilita.


50

III. 4. RESULTADOS

Os filossilicatos são fontes de informação importantes para o entendimento das condições

ambientais e da evolução diagenética das rochas sedimentares. Esses minerais podem estar presentes

nas rochas como partículas detríticas, produto de intemperismo meteórico ou como resultado de

transformações diagenéticas (Neto 2006).

As interpretações dos difratogramas de raios-X das amostras selecionadas revelaram a

presença de clorita, ilita, pirofilita, caulinita e esmectita, além da presença de argilominerais

interestratificados do tipo ilita/esmectita e clorita/esmectita. Para a identificação dos interestratificados

irregulares de ilita/esmectita (I/S) foram utilizados os critérios estabelecidos por Srodon & Eberl

(1984), os quais apresentaram os seguintes indicadores de capacidade de expansão: 1) A 001 a

reflexão torna-se mais assimétrica e a presenta um dos ombros mais baixos; 2) A reflexão em 001 é

deslocada em um ângulo maior; 3) A intensidade de reflexão em 001 diminui em relação a 003. Porém

para as espécies regulares, ou seja, formadas por 50% de cada fase, foi utilizada a denominação da

AIPEA (Association Internationale pour l'Etude des Argiles), como a rectorita (Ilita/Esmectita). Na

amostra PB 01, posicionada a 106,45 metros, os argilominerais identificados foram: ilita (I), clorita

(C) e caulinita (K) e interestratificados irregulares de clorita/esmectita (C/S) e ilita/esmectita (I/S)

conforme observado na figura III. 2. Na amostra glicolada o I/S apresenta reflexões mais largas e

menor intensidade do pico, de acordo com Srodon & Eberl (1984).

Figura III. 2. Difratograma de raios – X da amostra PB 01. (a) natural; (b) glicolada e; (c) aquecida.


51

Na amostra PB 02, profundidade de 135,52 metros, foram identificados ilita (I), esmectita (S)

e clorita (C) e os interestratificados foram clorita/esmectita (C/S), rectorita (I/S) em aproximadamente

7,5°, e ilita/esmectita (I/S) irregular (Fig. III. 3). A rectorita foi evidenciada por apresentar valores de

distância interplanar de 11,9 Å na lâmina seca ao ar, com aumento para 12,02 Å na amostra glicolada.


Na amostra PB 12, correspondente à profundidade de 178,80 metros, foram identificados os

seguintes argilominerais: ilita (I), clorita (C) e pirofilita (P), rectorita (I/S), em aproximadamente 7,5°,

e interestratificados irregular de ilita/esmectita (I/S). A rectorita foi evidenciada por apresentar valores

de distância interplanar de 11,83 Å na amostra natural e na glicolada o pico é insignificante (Fig. III.

4).


52


Na amostra PB 21, profundidade de 235,20 metros, foram identificados ilita (I), clorita (C),

caulinita (K) e pirofilita (P). Os interestratificados são clorita/esmectita (C/S) e ilita/esmectita (I/S),

irregulares (Fig. III. 5).



53

Na amostra PB 24, profundidade de 299 metros, identificou-se ilita (I), clorita (C), caulinita

(K) e interestratificado irregular de clorita/esmectita (C/S) (Fig. III. 6).


Na amostra PB 29, 379,43 metros de profundidade, os argilominerais identificados foram ilita

(I), clorita (C) e pirofilita (P) e os interestraficados de ilita/esmectita (I/S), irregular (Fig. III. 7).


54


Na amostra PB 63, 825,9 metros de profundidade, foram identificados esmectita (S), pirofilita

(P), clorita (C) e os interestratificados ilita/esmectita (I/S), irregular (Fig.III. 8).

Figura III. 8. Difratograma de raios – X da amostra PB 63. (a) natural; (b) glicolada e (c) aquecida.


55

III. 5. DISCUSSÕES

De acordo com Albers et al. (2002) quando os argilominerais possuem distâncias interplanares

(Å) similares, não é possível identifica-los com precisão utilizando apenas a reflexão principal. O

etileno glicol facilita a identificação de argilominerais, baseado na capacidade de que alguns

argilominerais admitirem em sua estrutura ligações com álcoois e desta forma, aumenta-se a distância

interplanar (Å) referentes à direção (001) (Albers et al. 2002). Desse modo por mais que os picos dos

minerais sejam iguais, estes se revelam em virtude das suas distâncias interplanares estarem

expandidas (Santos 1992). Por esse motivo foram analisadas amostras secas ao ar (natural), glicoladas,

ou seja, impregnadas com etileno glicol e amostras aquecidas. Depois de realizada as análises foram

verificados os deslocamentos dos picos de acordo com cada tratamento, e a partir das características

observadas houve a caracterização dos argilominerais presentes na Formação Pimenta Bueno.

Para obter o cálculo do índice de cristalinidade da ilita, foram utilizados apenas os

difratogramas das amostras glicoladas, a partir dos quais foram determinadas a largura a meia altura

dos picos de reflexão da ilita. Os limites considerados para identificação e delimitação dos campos da

diagênese, anquizona e epizona são marcados pelos limites Δ2θ entre 0,25° - 0,42° , onde: acima de

0,42° equivalente a zona diagenética, entre 0,42° e 0,25° correspondem a anquizona e inferior a 025°

para epizona e metamorfismo (Kübler 1967 in: Kisch 1991). A média das medidas de FWHM obtida

das amostras analisadas é de 0,16° (Fig. III. 9).

Figura III. 9. Valores do Índice de Cristalinidade da Ilita das rochas da Formação Pimenta Bueno.


56

De acordo com Figueiras (1985) as evidencias minerais podem delimitar os campos da

diagênese, anquizona e epizona, com o aparecimento ou desaparecimento de algumas espécies

minerais. Na diagênese são comuns minerais de caulinita, esmectita e ilita e o surgimento da pirofilita

marca a transição da diagênese para o anquimetamorfismo (Segonzac 1970). Já os minerais que

marcam a passagem da anquizona para a epizona são os cloritóides, pirofilta, estilpnomelano,

laumonita, lausonita, glaucofana, paragonita e pumpeleita (Segonzac et al. 1968 in: Figueiras 1985;

Winkler 1978). A partir de 290°C, a ilita é convertida em muscovita caracterizando a transição da

diagênese/anquizona para o metamorfismo de fácies xisto-verde. (Campos et al. 2015).

III. 6. CONCLUSÕES

A análise dos difratogramas permite identificar que, do topo para a base do testemunho, os

picos da ilita tornam-se mais expressivos e ficam mais bem definidos, enquanto que os picos do

interestratificado clorita/smectita (C/S) tendem a desaparecer. Esta observação permite inferir que com

o aumento da profundidade a amostra torna-se mais cristalina.

Os resultados das análises demostram que os sedimentos da Formação Pimenta Bueno, estão

situados na zona de transição Anquizona/Epizona, ou seja, metamorfismo de grau muito baixo a baixo.

A presença de clorita em todas as amostras e a pirofilita identificada nas amostras PB 12; PB21; PB29

e PB 23 certifica essa conclusão. No entanto, para maior certeza, sugerimos a análise de maior número

de amostras.

Agradecimentos

Os autores agradecem à FAPEMAT pelo suporte financeiro através do edital 009/2009 -

PRONEX (FAPEMAT/CNPq). A CPRM, por disponibilizar as amostras do testemunho PB 01 – RO,

utilizadas nesse trabalho.

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59

CAPÍTULO IV ANÁLISE PALINOLÓGICA

A idade de deposição dos sedimentos da Bacia dos Parecis é motivo de controvérsia e tem sido

bastante discutida por diferentes pesquisadores nos últimos anos (Filho et al. 1977, Freitas 1977, Leal

et al. 1978, Cruz 1980, Siqueira 1989, Pedreira & Bahia 1996 e Bahia et al. 2006). Buscando

esclarecer esta controvérsia, pelo menos no que se refere aos sedimentos da Formação Pimenta Bueno,

foi desenvolvida a análise palinológica em 07 amostras da Formação Pimenta Bueno.

Os palinomorfos descritos restringiram-se a poucos leiosferídeos, simples acritarcos

esferomorfos e possíveis fragmentos de algas sendo que alguns espécimes apresentam características

semelhantes com a assemblagem atribuída a “Ediacaran Leiosphere Palynoflora” ou ELP (~ 620 –

580 Ma.), descritas em sucessões Neoproterozoicas na Austrália por Grey (2005).

De acordo com Huntley et al.( 2006), os acritarcos ocorrem desde o Paleoproterozoico, porém

a diversidade desses organismos começou a aumentar durante o Neoproterozoico. Após os eventos

glaciais, ocorridos na Era Proterozoica, houve uma diversificação momentânea dos acritarcas, mas que

resultou em um declínio taxonômico simultâneo ao surgimento dos organismos macroscópicos da

biota de Ediacara (Huntley et al. 2006). Para os exemplares que não foi possível sugerir nenhuma

identificação, por estarem deterioradas e/ou mal preservadas, mas que mesmo assim se dintinguem dos

demais por possuírem possíveis estruturas distintas, esses foram denominados de morfotipo (nº).

IV. 1. RESULTADOS

As análises palinológicas mostraram que, das amostras selecionadas, quatro não continham

microfósseis orgânicos, apenas matéria orgânica amorfa e palinomorfos opacos e as outras 03

apresentaram microfósseis orgânicos (Tabela IV. 1).

Os microfósseis orgânicos identificados compõem uma assembleia representada por acritarcos

esferoidais como Leiosphaeridia minutissima Naumova 1949; Leiosphaeridia crassa Pykhova 1973; e

seis Incertae sedis. Também foram encontrados microfósseis opacos angulosos e arredondados, alguns

em formato de vaso. Além disso, observaram-se fitoclastos estruturados e fibras (?) de vários

tamanhos e cor, e matéria orgânica estruturada, para as quais não foi possível sugerir nenhuma

identificação, pois se apresentam, em grande parte, deterioradas e mal preservadas, o que gerou

dúvidas de que as formas observadas sejam resultantes de processos tafonômicos ou de fato

representem a forma original do fóssil.


60

Tabela IV. 1. Quantidade de espécies recuperadas no testemunho PB 01-RO, Formação Pimenta Bueno.

PB 16 (188m)

Argilito

PB 36 (495,6m)

Arenito

PB 57 (757,8m)

Arenito

PB 63 (825,9m)

Folhelho

PB 64 (848,55m)

Folhelho

PB 67 (864,05m)

Calcário

PB 76 (938,65m)

Arenito

L. crassa 6 - - 2 - - -

L. minutissima 4 - - 7 - - -

Morfotipo 1 2 - - - - - -

Morfotipo 2 - - - - 1 - -

Morfotipo 3 - - - 2 - - -

Morfotipo 4 - - - 1 - - -

Morfotipo 5 - - - 2 - - -

Opacos 5 - - 3 - - -

Fibras ? - - - 2 - - - Fitoclasto estruturado

2 - - 5 4 - -

A análise micropaleontológica revelou a ocorrência de táxons em diferentes estágios de

preservação. Sendo assim, os resultados apresentados correspondem à descrição e identificação, ou

não, dos espécimes encontrados.

IV. 1.2. Acritarcos

Membros do gênero Leiosphaeridia são os acritarcos esferomorfos mais comuns em

sedimentos Pré-Cambrianos (Sergeev & Schopf 2010). Os acritarcos esferomorfos possuem formas

esferoidais (cocóides/cocoidais) a elipsoidais, são geralmente simples e possui uma forma vesicular

esférica a elipsoidal podendo variar de 60 µm a 200 µm (Hidalgo 2002).

A Leiosphaeridia minutissima (NAUMOVA 1949) apresenta tamanho diminuto (<70 µm),

formato esférico, parede com espessura fina e com transparência, cor marrom com a borda mais escura

que o centro e ausência de processos são as características diagnósticas desta espécie que já foi

descrita na Austrália em assembleias do Neoproterozoico (Grey 2005). No testemunho analisado

foram encontrados 04 espécimes deste exemplar na profundidade de 188 metros e 07 exemplares na

profundidade de 825,9 metros (Fig. IV. 1A).

A Leiosphaeridia crassa (PYKHOVA 1973) apresenta-se na forma de vesícula esférica de

pequeno e médio porte, com superfície lisa e parede espessa, membranas com tamanho entre 10 - 70

µm (tipicamente 15 – 30 µm), com espessura da parede entre 0,7 - 1,5 µm (Fig. IV. 1B). Difere da L.

minutissima devido à espessura da parede, que na L. crassa é mais espessa. Esta espécie foi descrita na

Austrália (Grey 2005), China (Tang et al. 2013), Índia (Tiwari & Pant 2004), Brasil, Formação

Tamengo, inserida na Faixa Paraguai (Hidalgo 2002 e Tobias 2014). É amplamente distribuída em


61

assembléias do Meso e Neoproterozoico. Nos sedimentos analisados foram encontrados 06 exemplares

na profundidade de 188 metros e 02 em 825,9 metros.

IV. 1.3. Incertae Sedis

Devido à escassez e a má preservação dos exemplares analisados, alguns dos microfósseis

encontrados não foram classificados, no entanto foi feita a descrição dos mesmos, assim como uma

tentativa de correlacioná-los a palinomorfos da literatura.

Dois exemplares do Morfotipo 1 (Fig. IV. 1C) foram encontrados a 188 metros de

profundidade, dois exemplares com forma de vesícula circular, esférica, por vezes apresentando

processos (?), ou seja, prolongamento de parede celular homogêneos, simples e sólidos distribuído na

superfície da vesícula, embora este seja muitas vezes difícil de determinar, devido à pequena dimensão

e os efeitos da corrosão. Os exemplares encontrados apresentam 60 µm de diâmetro e processos (?) de

0,5µm distribuídos na superfície da vesícula. Esta vesícula se assemelha a Leiosphaeridia jacutica

(Timofeev 1966). Há ocorrência de Leiosphaeridia jacutica em diferentes regiões ediacaranas da

Rússia (Yankauskas et al. 1989); Quartzito ABC Range, Austrália (Grey 2005), entre outros. A

distribuição estratigráfica é ampla, alcançando assemblagem do Mesoproterozoico ao Cambriano

(Grey 2005).

O Morfotipo 2 (Fig.IV. 1D) apresenta-se na forma de vesícula esférica, com 15 µm de

diâmetro, coloração amarelada e exibe quatro processos regulares de aproximadamente 2 µm na

parede (assemelham-se a espinhos), que é espessa e mais clara que o centro da vesícula. A coloração é

amarela clara na borda e amarela escura no centro.

O Morfotipo 3 (Fig. IV. 1E e F) embora se assemelhe ao gênero Trachyhystrichosphaera sp.

naõ apresenta-se bem preservado deixando dúvidas de que as estruturas identificadas não sejam nada

além da má preservação dos exemplares. Nos sedimentos da Formação Pimenta Bueno os 02

exemplares identificados, em 825,9 metros, apresentam tamanho de 20 à 30µm, coloração castanha,

formato cilíndrico e circular, com pequenos processos nas bordas. Segundo Timofeev et al. (1976) o

gênero Trachyhystrichosphaera sp. apresenta-se na forma de vesículas esféricas ou subesféricas

(oval), dispersas a partir da qual surgem processos irregulares; vesícula fechada dentro de um

envoltório exterior fino, embora o envoltório possa estar ausente em algumas espécies; processos ocos

e em comunicação aberta com o interior das vesículas, cilíndrico com uma ponta cônica, raramente

ramificada na base; ponta frequentemente ausente ou, menos comumente, expandida onde os

processos penetram no envoltório exterior. O gênero Trachyhystrichosphaera sp foi descrito no

Canadá (Butterfield & Rainbird 1998), Svalbard (Knoll et al. 1991 e Butterfield et al. 1994), norte da

China (Yin 1985) em cherts e folhelhos do Neoproterozoico.


62

O Morfotipo 4 (Fig. IV. 1G) se assemelha a fragmento de tecido. Ocorrem na forma irregular

apresentando 90 µm de comprimento e 80 µm de largura, a parede porta ornamentos e um número

moderado de processos que estão distribuídos de maneira irregular dentro e fora da vesícula. Esses

processos estão em contato com a cavidade da vesícula. A coloração é castanha.

O Morfotipo 5 (Fig. IV. 1H e I) apresenta cor amarela clara, contorno elíptico (pontas

angulosas a subarredondadas), parede fina e lisa, sutura longitudinal não envolvendo completamente o

grão e permitindo que os “folhetos” permaneçam unidos quando aberto com diâmetro variando de 24 a

42 µm. Nas amostras, os exemplares foram encontrados a 825,9 metros de profundidade, apresentam

diâmetro variando de 20 a 25 µm, e coloração castanha escura a amarela clara.

Além das espécies descritas acima, também foram observados, mas não identificados,

microfósseis opacos com diâmetro entre 20µm a 90µm que se apresentam geralmente angulosos,

arredondados ou em forma de vaso (Fig. IV. 1J), que se assemelham ao diagnóstico do gênero

Melanocyrillium. Observou-se também fitoclatos estruturados (Fig. IV. 1K) com colorações variando

de amarelo claro a marrom escuro.


63

Figura IV. 1. (A) Leiosphaeridia minutíssima; (B) L. crassa; (C) Morfotipo1; (D) Morfotipo 2; (E) e (F) Morfotipo 3; (G) Morfotipo 4; (H) e (I) Morfotipo 5; (J), Microfóssil opaco e (K) fitoclasto estruturado.


64

CAPÍTULO V CONSIDERAÇÕES FINAIS E CONCLUSÕES

Os arenitos da Formação Pimenta Bueno apresentam composição subarcósia, são constituídos

principalmente por quartzo monocristalino, feldspatos e fragmentos de rocha (arenito, calcário, siltito,

chert, argilito, granito e gnaisse), apresentam baixa esfericidade e baixo grau de arredondamento dos

grãos o que evidencia área fonte, provavelmente, proximal, de origem ígnea e metamórfica, além de

retrabalhamento. A frequência de fragmentos intrabacinais permite inferir intenso retrabalhamento da

bacia.

Os estudos petrográficos permitiram inferir que, da base para o topo, ocorrem oito intervalos

deposicionais distintos, com história diagenética bastante complexa e caracterizada por uma grande

variedade de fases que se sucederam desde a eo até a telodiagênese. As rochas siliciclásticas foram

agrupadas em sete intervalos diferenciados a partir de suas características macro e microscópicas,

sendo estes: 1 - arenito muito fino com intercalações de folhelho e com cimentação de calcita e

anidrita poiquilotópica e coatings de hematita; 3 – Argilito cimentado por óxido de ferro; 4 – folhelhos

misturados com lama carbonática; 5 – arenito fino a médio intercalado com argilas, onde o principal

cimento que envolve os grãos é de hematita; 6 – arenito médio a grosso, cimentado por quartzo,

feldspato, calcedônia, halita e hidrocarboneto; 7 – arenito fino a médio, cimentado principalmente por

hematita e com ainfiltração mecânica de argilas e o topo da Formação Pimenta Bueno, intervalo 8, é

composto por arenito muito fino à fino com intercalações de marga e veios de gipsita.

As rochas carbonáticas descritas de 905,15 a 856,30 metros (intervalo 2) foram subdivididas

em cinco microfácies, devido às características macro e microscópica observadas, e foram

classificadas em calcarenito fino, anidrita microcristalina, dolomicrito com anidrita e celestita

pervasiva, calcarenito com oólitos e pelóides, e dolomito.

Nas rochas siliciclásticas, durante o estágio eodiagenético ocorreu infiltração mecânica de

argilas, cimentação precoce por hematita na forma de coatings e por pirita framboibal,

sobrecrescimento de feldspato, cimentação por gipsita e halita. Esses processos evidenciam, segundo

Morad et al. (2000), deposição continental situada sob regiões de supramaré, onde as águas marinhas

misturam-se às águas continentais e ocorre intensa evaporação.

A mesodiagênese é caracterizada por processos de compactação mecânica e química,

cimentação por sílica, na forma de sobrecrescimento de quartzo e calcedônia, cimentação por calcita,

anidrita e dolomita, recristalização, dissolução originando porosidade secundária, substituição de grãos

e cimentos, cimentação por argila autigênica, zircão e precipitação tardia de óxido de titânio. As

principais características ambientais para a precipitação de cimentos de calcedônia, anidrita e dolomita


65

estão intimamente ligados às condições de um ambiente evaporítico (Hesse 1989, Levandowski et al.

1973 e Morad et al. 2000).

Os argilominerais identificados foram caulinita, ilita, esmectita, clorita e pirofilita. Caulinita

ocorre sob condições de soterramento profundo com temperaturas entre 80º C a 130º C (Morad et al.

1994) e, provavelmente, é resultado do produto de alteração de feldspatos e/ou outros minerais

aluminossilicatados. Ilita autigênica pode ser formada a partir de reação isoquímica entre a caulinita e

o feldspato potássico, sob altas temperaturas e baixa permeabilidade indicando soterramento profundo

(Bjorkum & Gjelvisk 1988). Esmectita pode ser formada em sequências continentais de clima seco por

meio de alteração de minerais ferro-magnesianos (Kessler 1978). A formação de clorita envolve várias

fontes de íons e/ou materiais percursores, como fragmentos vulcânicos máficos, intraclastos lamosos e

outros grãos detríticos ferro-magnesianos (Morad 1990). As rochas carbonáticas e evaporíticas

associadas também à sucessão sedimentar devem ser consideradas como fontes potenciais de

magnésio, necessário para a formação de clorita (Gaupp et al. 1993).

A telodiagênese é marcada pela oxidação tardia, representada por massas disformes de

hematita, muito bem caracterizada entre as profundidades 811-665 e 484-284,5 metros.

Nas rochas carbonáticas a eodiagênese é representada pela precipitação de pirita framboidal,

calcita “dente de cão” e, com menor expressividade, cimentação por gipsita. Durante a mesodiagênese

precipitou calcita microcristalina e subordinadamente poiquilotópica, anidrita e celestita, ocorreu

compactação mecânica e química, processos de dissolução e substituição, marcados pela dissolução de

núcleos de oólitos e grãos de feldspatos substituídos por anidrita e dolomita, também ocorre à

substituição de sulfatos (anidrita e celestita) por sílica (calcedônia) e, dolomitização. Estes eventos de

cimentação são característicos de águas quentes, limpas, com alta salinidade e, esporadicamente,

exposição subárea com intensa evaporação, evidenciando uma zona de mistura, ou, um provável

ambiente de intermaré (Tucker 2001e Jesus 2004).

A baixa porosidade observada nas rochas carbonáticas, < 3%, pode estar relacionada a eventos

da mesodiagênese, com o aumento da profundidade. A presença de oóides indica que a sedimentação

ocorreu em ambientes de águas rasas, com alta energia e sob ação de ondas (Tucker & Wright 1990).

A partir das características mencionadas acima, foi possível concluir que a deposição das

rochas carbonáticas ocorreu durante uma fase de estabilidade tectônica na bacia, em águas rasas com

alta salinidade sob um clima árido com condições evaporíticas, essas características são típicas de

ambientes intermaré. Já a deposição do espesso pacote de rochas siliciclásticas é interpretada como

depositado em ambiente costeiro com características de regiões de supramaré, ou seja, onde as águas

marinhas misturam as águas continentais e ocorre uma intensa evaporação. Essa deposição também

apresenta grandes variações de energia no ambiente, marcada pelas camadas heteroliticas, como por


66

exemplo, arenitos com características de deposição em ambiente eólico (intervalo 6) com intercalações

descontinuas de folhelhos e siltitos.

A porosidade identificada permite inferir que os arenitos de granulometria média a grossa

posicionados entre 665 e 480 metros, apresentam potencial para reservatório, visto que possuem cerca

de 20% de porosidade e apenas 2% de matriz silto-argilosa. Manchas de hidrocarboneto foram

detectadas nesse mesmo intervalo, ocupando aproximadamente 7% do total da porosidade presente. Os

evaporitos e argilitos situados entre 284,5 e 108 metros poderiam ser bons selantes, pois apresentam

baixa porosidade (<2%).

O Índice de Cristalinidade da Ilita demonstrou que os sedimentos da Formação Pimenta

Bueno, estão situados na zona de transição Anquizona/Epizona, ou seja, metamorfismo de grau muito

baixo a baixo, confirmado pela presença de pirofilita, no entanto, para maior certeza, sugere-se a

realização análise de maior número de amostras.

O estudo palinológico revelou escassez de palinomorfos e baixa preservação daqueles

identificados, provavelmente devido à alteração térmica pós diagenética que afetou a bacia. Os

palinomorfos identificados restringem-se a poucos leiosferídeos, acritarcos esferomorfos e possíveis

fragmentos de algas sendo que alguns espécimes apresentam características semelhantes com a

assemblagem atribuída a “Ediacaran Leiosphere Palynoflora” ou ELP, descritas em bacias pós-

glaciação Marinoana na Austrália por Grey (2005). Para melhor assertiva, faz-se necessário uma maior

concentração dos grãos bem como a confecção de novas lâminas para maior detalhamento dos estudos

palinológicos. Do exposto, é certo afirmar que a idade de deposição da Formação Pimenta Bueno, alvo

de controvérsias, com idades inferidas que vão do Cambriano (540 – 488 Ma.) (Leal et al. 1978) ao

Carbonífero (359 – 299 Ma.) (Bahia et al. 2006), ganha mais uma incerteza, pois foram identificados

palinomorfos (Leiosphaeridia minutíssima e Leiosphaeridia crassa) que indicam idade

Neoproterozoica.


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ANEXO Anexo 1. Tabela com a relação de amostras coletadas do testemunho de sondagem PB 01-RO.

AMOSTRAS CAIXA PROFUNDIDADE (m)

PB 01 1 106,45 PB 02 9 135,52 PB 03 12 146,9 PB 04 14 154,2 PB 05 14 155,8 PB 06 14 156,48 PB 07 16 162,55 PB 08 17 168,2 PB 09 17 167,45 PB 10 18 170,75 PB 11 19 175,08 PB 12 20 178,8 PB 13 21 182,05 PB 14 21 183,85 PB 15 22 185,89 PB 16 22 188 PB 17 24 193,69 PB 18 25 197,8 PB 19 28 210,35 PB 20 29 215,25 PB 21 34 235,2 PB 22 41 261,7 PB 23 47 284,55 PB 24 50 299,2 PB 25 51 304,95 PB 26 51 304,95 PB 27 67 375,8 PB 28 68 378 PB 29 69 379,43 PB 30 71 391,4 PB 31 80 429 PB 32 91 472,73 PB 33 91 474,67 PB 34 92 477,2 PB 35 94 484,5 PB 36 97 495,66 PB 37 100 510,49 PB 38 101 512 PB 39 104 524,62 PB 40 107 535,2


75

AMOSTRAS CAIXA PROFUNDIDADE (m)

PB 41 110 548,2 PB 42 115 569,51 PB 43 116 572,7 PB 44 118 581,5 PB 45 120 592,63 PB 46 122 606 PB 47 125 617,55 PB 48 129 636 PB 49 132 656,12 PB 50 136 673,19 PB 51 141 699,85 PB 52 144 714,45 PB 53 149 737,2 PB 54 151 744,45 PB 55 151 747,35 PB 56 152 751,3 PB 57 153 757,8 PB 58 154 762,95 PB 59 157 773,52 PB 60 159 788,78 PB 61 165 812,6 PB 62 166 823,1 PB 63 167 825,9 PB 64 170 848,55 PB 65 172 856,3 PB 66 173 859,3 PB 67 174 864,05 PB 68 175 872,6 PB 69 176 876,6 PB 70 177 879,15 PB 71 178 884 PB 72 180 895

PB 73 182 905,19 PB 74 184 915,75 PB 75 187 936 PB 76 189 938,65

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