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UNIVERSIDADE FEDERAL DO SUL E SUDESTE DO PARÁ INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS E ENGENHARIAS
FACULDADE DE GEOLOGIA
Diego Teixeira Lima Silva
Lourival Alves Ferreira Costa
Mônica Hellen Araújo de Paula
MAPEAMENTO GEOLÓGICO NA ESCALA DE 1:25 000 NO MUNICÍPIO DE BABAÇULÂNDIA-TO
EQUIPE IX
Marabá-PA
Fevereiro/2014
2
Diego Teixeira Lima Silva
Lourival Alves Ferreira Costa
Mônica Hellen Araújo de Paula
RELATÓRIO PRÉ-CAMPO DE ESTÁGIO DE CAMPO I EQUIPE IX
Trabalho acadêmico apresentado à disciplina de Estágio de Campo I, do Curso de Graduação em Geologia da Universidade Federal do Pará, como avaliação parcial da disciplina.
Docentes: Drª. Ana Valéria dos Reis Pinheiro
PHD. Antônio Emídio de Araújo dos Santos Júnior
Drº. Raimundo Nonato do Espirito Santo dos Santos
ÍNDICE DE FIGURAS Marabá-PA
Fevereiro/2014
3
SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS .................................................................................................... 5
1 – INTRODUÇÃO ........................................................................................................ 7
1.1 – OBJETIVOS ................................................................................................... 7
1.2 – LOCALIZAÇÃO E ACESSO ........................................................................... 7
1.3 – ASPECTOS SOCIOECONÔMICOS ............................................................ 10
1.4 – ASPECTOS FISIOGRÁFICOS .................................................................... 10
1.4.1 – Clima ............................................................................................... 10
1.4.2 – Relevo ............................................................................................. 11
1.4.3 – Solo ................................................................................................. 12
1.4.4 – Vegetação ....................................................................................... 12
2 – ATIVIDADES E MÉTODO .................................................................................... 13
2.1 – ETAPA PRÉ-CAMPO ................................................................................... 13
2.2 – ETAPA DE CAMPO ..................................................................................... 14
2.3 – ETAPA PÓS-CAMPO .................................................................................. 14
3 – GEOLOGIA REGIONAL ....................................................................................... 15
3.1 – ARCABOUÇO TECTÔNICO ........................................................................ 15
3.2 – DOMÍNIOS GEOMORFOLÓGICOS ............................................................ 18
3.3 – LITOESTRATIGRAFIA, AMBIENTES SEDIMENTARES E REGISTRO
FÓSSIL ................................................................................................................ 19
3.3.1 – Grupo Serra Grande ....................................................................... 19
3.3.2 – Grupo Canindé ............................................................................... 20
3.3.3 – Grupo Balsas .................................................................................. 22
4
3.3.4 – Sequência Jurássica......................................................................23
3.3.5 – Sequência Cretácea.......................................................................24
3.3.6 – Rochas Magmáticas......................................................................25
3.4 – EVOLUÇÃO GEOLÓGICA ...................................................................................... 27
3.5 – DIAGNÓSTICO GEOECONÔMICO ........................................................................ 29
4 – DADOS FOTOINTERPRETATIVOS ................................................................................ 30
4.1 – ANÁLISE DA DRENAGEM ...................................................................................... 30
4.2 – ANÁLISE DO RELEVO ............................................................................................ 32
4.3 – ANÁLISE DOS ALINHAMENTOS ........................................................................... 34
4.4 – ANÁLISE FOTOGEOLÓGICA ................................................................................. 36
5 – GEOLOGIA LOCAL ......................................................................................................... 38
5.1 – GEOMORFOLOGIA ................................................................................................ 38
5.2 – LITOESTRATIGRAFIA E AMBIENTES DE SEDIMENTAÇÃO ............................... 42
5.2.1 – Unidade 1...................................................................................44
5.2.2 – Unidade 2...................................................................................47
5.2.3 – Unidade 3...................................................................................51
6 – EVOLUÇÃO DA ÁREA .................................................................................................... 54
7 – CONCLUSÃO .................................................................................................................. 58
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ...................................................................................... 59
5
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1: Localização da cidade de Babaçulândia, no estado do Tocantins............08
Figura 2: Acesso à cidade de Babaçulândia-To ( ponto B), a partir da cidade de Marabá-PA.................................................................................................................09
Figura 3: Localiazação da área 9...............................................................................09
Figura 4: Limites geológico da província do Parnaíba...............................................16
Figura 5: Posição das principais lineamentos e feições estruturais da Província do Parnaíba.....................................................................................................................17
Figura 6:Carta estratigráfica da bacia do Parnaíba....................................................26
Figura 7: Mapa de drenagem e zonas homólogas.....................................................32
Figura 8: Mapa de zona homóloga de relevo.............................................................33
Figura 9: Diagrama de rosetas mostrando as principais direções dos alinhamentos; A alinhamento de relevo; B alinhamento de drenagem............................................35
Figura 10: Mapa de alinhamentos de drenagem e relevo.........................................36
Figura 11: Representação das unidades geomorfológicas da área mapeada...........39
Figura 12: Detalhe do morrote em A e B. Detalhe da vegetação xerófita em D
e tronco casquento em C..........................................................................................40
Figura 13: Detalhe do relevo tabuleiforme.................................................................41
Figura 14: Vegetação densa do relevo tabuleiforme.................................................41
Figura 15: Detalhe das superfícies aplainadas ....................;...................................42
Figura 16: Mapa e perfil geológico destacando as formações da área IX...............................................................................................................................43
Figura 17: Mapa de localização dos pontos mapeados da área IX...............................................................................................................................44
Figura 18: Ponto 09, GPS 0190667 9213712 Elevação 238 m, composto por material arenoso inconsolidado................................................................................................45
Figura 19: Ponto 13, GPS 0189208 92131520 Elevação 238 m, composto por material arenoso inconsolidado no topo e na base arenitos rosado com estrutura do tipo tabular de baixo ângulo da formação Sambaíba...................................................................................................................45
Figura 20: Ponto 10, GPS 0190885 9213700 elevação 230 m no aluvião localizado na margem do rio, composto por matérias de diversas fontes.........................................................................................................................46
6
Figura 21: Ponto 08, GPS 9213665 188448 elevação 344 m, afloramento artificial de beira de estrada composta por arenito com estratificação cruzada tabular de baixo ângulo.........................................................................................................................47
Figura 22: Ponto 12, GPS 92131520 189208 elevação 295 m, afloramento artificial de beira de estrada composta por arenito com estratificação cruzada tabular de baixo ângulo...............................................................................................................48
Figura 23: Ponto 13, GPS 9213850 189189 elevação 330 m, afloramento com blocos rolados de arenito silicificado..........................................................................49
Figura 24: Escarpas com arenito com estratificação cruzada de grande porte de baixo ângulo.............................................................................................................. 49
Figura 25: Ponto 13, GPS 9213850 189189 elevação 345 m, afloramento natural de escarpa com estratificação cruzada de baixo ângulo........................................................................................................................50
Figura 26: Ponto 01, GPS 9217718 185116 elevação 420 m, afloramento artificial de beira de estrada composto por arenito (A). Perfil de A. Ponto 2, GPS 9218252 185927 elevação 430 m, afloramento natural composto por arenito vermelho (B). Ponto 2.1 GPS 9218253 185937 elevação 430 m, afloramento natural composto por arenito vermelho e solo laterítico (C)...............................................................................................................................51
Figura 27: Ponto 03, GPS 921898 140402 elevação 400 m, afloramento natural com basalto in situ (A). Figura 00: Ponto 04, GPS 9214919 190030 elevação 430 m, laterita (B)...................................................................................................................52
Figura 28: Ponto 05, GPS 9216152 186044 elevação 433 m, afloramento natural de beira de estrada composto por siltito e laterita...........................................................52
Figura 29: Ponto 07, GPS 9213828 188294 elevação 374 m, afloramento natural de beira de estrada (A). Figura B: Zoom do contato do arenito rosa com o solo avermelhado. Figura C: Croqui de C. E perfil de (B).................................................53
Figura 30: Modelo esquemático da evolução da subárea IX.....................................57
7
1 INTRODUÇÃO
A Bacia do Parnaíba possui uma área remanente de cerca de 600.000 km2,
apresentando formato elipsoidal alongado na direção NE-SW, a qual compreende as
áreas do Maranhão, Piauí, partes do Pará, Tocantins e Ceará (Góes et al. 1992, apud
Góes & Feijó, 1994). Esta Bacia é essencialmente de idade paleozoica, mesmo
apresentando enormes coberturas de sedimentos mesozoicos (MESNER &
WOOLDRIDGE, 1964 apud MONTEIRO, 1998).
Este trabalho é referente à disciplina de Estagio de Campo I, que tem como
objetivo maior o treinamento dos estudantes do Curso de Geologia da Universidade
Federal do Pará campus de Marabá, a partir do mapeamento geológico na escala de 1:
25000, compreendendo uma área de 6 Km², o qual foi realizado na porção SW da bacia
do Parnaíba, próximo ao município de Babaçulândia localizado a nordeste do estado do
Tocantins.
O presente relatório apresenta os resultados obtidos através das atividades de
leituras bibliográficas, mapeamento geológico, confecção de mapas e perfis litológicos,
com o propósito de traçar uma evolução geológica da região.
1.1 OBJETIVO
O principal objetivo da disciplina Estágio de Campo I é realizar um mapeamento
geológico numa escala de 1:25000 na região do município de Babaçulândia-TO em um
terreno de baixa complexidade abrangendo 6 km2, através do levantamento de
informações de campo sobre aspectos de caráter geomorfológico, litológico, estrutural,
sedimentológico e estratigráfico, contribuindo assim com um melhor entendimento do
arcabouço geológico local e da história evolutiva da área mapeada.
1.2 LOCALIZAÇÃO E ACESSO
A área de estudo estabelecida para a disciplina Estágio de Campo I fica no
município de Babaçulândia localizado no estado do Tocantins que faz parte da Bacia do
Parnaíba. De acordo com Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística (IBGE) o
município possui uma área de 1.788,442 km² e está inserida na Folha SB-23-Y-C-I,
8
localiza-se a uma latitude 07°12’17’’ sul e a uma longitude 47°45’25’’ oeste, estando a
uma altitude de 178 metros acima do nível do mar (Figura 1).
Figura 1: Localização da cidade de Babaçulândia, no estado do Tocantins.
Fonte: wikipedia.org/wiki/Babaçulândia
Babaçulândia limita-se ao norte com os municípios de Darcinópolis e
Wanderlândia, ao sul com o município de Filadélfia, a leste com o estado do Maranhão,
e a oeste com Araguaína.
A partir da cidade de Marabá-PA, o acesso à cidade de Babaçulândia-TO se dá
pela rodovia BR-230, seguindo pela BR-153, em seguida a TO-010, e por último pela
TO-478 (figura 2).
9
.
De acordo com o google maps, a área 9 localiza-se a 15,2 km da cidade de
Babaçulândia na TO-010 sentido Wanderlândia-TO (Figura 3).
Figura 3: Localização da área 9. Modificado Arc gis . Fonte: http: //www.emmti.com.br;
http://br.viarural.com/mapa/tocantins
Figura 2: Acesso à cidade de Babaçulândia-To ( ponto B), a partir da cidade de Marabá-PA. Fonte:
maps.google.com.br/maps
10
1.3 ASPECTOS SOCIOECONÔMICOS
De acordo com o censo demográfico de 2010 realizado pelo IBGE, o município de
Babaçulândia possui 10.446 habitantes. A cidade possui duas agências bancárias sendo
uma o Banco Bradesco localizado na parte central do município e o outro o Posto de
Atendimento Bancário Eletrônico (BUSCABANCO) e cinco unidades de saúde.
A economia do município é baseada principalmente pela agropecuária e o
turismo, sendo a agropecuária formada por pequenos e grandes produtores e o turismo
é feito nas praias do Tocantins, pois tornam uma fonte de renda para a população
ribeirinha.
1.4 ASPECTOS FISIOGRÁFICOS
De acordo com Lima e Leite (1978) a Bacia Sedimentar do Parnaíba ocorre em
um contexto geográfico como uma grande região transicional em que os aspectos
relacionados ao clima, relevo, solo e vegetação das regiões Nordeste, Centro-Oeste e
Amazônia se relacionam.
1.4.1 Clima
Na Bacia do Parnaíba ocorrem quatro tipos climáticos: semiárido quente, tropical
úmido, tropical semiúmido e equatorial (LIMA; LEITE, 1978).
O clima semiárido quente predomina na parte oriental da Bacia do Parnaíba,
abrangendo o estado do Ceará, Bahia e a região leste e sudeste do Piauí. Esse padrão
climático tem como característica a baixa e média pluviometria anual geralmente inferior
a 750 mm. A temperatura anual situa-se em torno de 25o a 30o. Em áreas com maior
elevação, por influência da altitude, a temperatura é mais baixa e a pluviosidade maior.
O clima tropical úmido predomina no norte e ao centro do Piauí, no litoral da
baixada maranhense e na parte centro-norte do Maranhão. Possui como característica a
precipitação anual em torno de 1.600 mm, com uma temperatura anual por volta de
28°C.
O clima tropical semiúmido possui uma média pluviométrica em torno de 1.200
mm, a média de temperatura anual é de 28°C, porém no período de estiagem as
11
temperaturas são mais elevadas, e podem ficar em alguns locais em torno de 38°C.
Esse padrão climático abrange o interior do sul do Piauí e Maranhão e no estado do
Tocantins, trecho sul paralelo de Araguaína.
O clima equatorial possui média anual pluviométrica em torno de 2.500 mm, em
distribuição quase uniforme, embora mais intensa entre novembro a junho. O período de
chuvas abundantes ocorre de dezembro a maio, e outro mais seco de junho a
novembro. A temperatura média anual é de 27°C e a umidade relativa do ar oscila entre
80 e 90%. Esse padrão climático predomina na parte ocidental do Maranhão, no trecho
do estado do Pará incluído na Bacia e na região do Tocantins correspondente ao
interflúvio entre os rios Tocantins e Araguaia.
1.4.2 Relevo
De acordo com Lima & Leite (1978) o relevo da Bacia do Parnaíba em suas
diversas unidades é influenciado diretamente pela sua litologia, cabendo aos fatores
climáticos e estruturais um papel secundário.
O relevo de extensos chapadões é causado pela inibição da erosão superficial
nas formações essencialmente arenosas. Esse tipo de relevo manifesta nas formações
Ipu, Tinguá, Jaicós, Cabeças, Piauí, Sambaíba e Urucuia .
O relevo colinoso caracterizado por formas abauladas, o qual evolui muitas vezes
para planícies suavemente onduladas, ocorrem predominantemente nas unidades
pelíticas, nas quais os sedimentos impermeáveis são intensamente retrabalhados e
desgastados pela erosão das águas superficiais. Esse tipo de relevo ocorre mais
notavelmente nas formações Codó, Corda, Motuca, Pastos Bons e Poti.
O relevo de modelados de mesetas da bacia ocorre quando há intercalação de
arenitos inclusos em unidades pelíticas. Esse tipo de relevo ocorre nas formações
Pimenteiras e Longá. Entretanto quando ocorre a destruição dos topos protetores das
mesetas, elas vão se transformando em morros abaulados, baixos e isolados que
tendem ao aplainamento total.
Outras vezes o papel dessas intercalações é assumido por níveis de silexitos,
alternando com leitos pelíticos em sequências bem estratificadas, representada pela
Formação Pedra de Fogo. Então um relevo tabular é formado, com bordas bem
12
escarpadas com aspectos de cuestas, aparecendo vales bem entalhados em forma de
U. Tais feições também são observadas na Formação Piauí.
Coberturas lateríticas, proporcionando o encouraçamento superficial, podem
preservar feições tabulares de arrasamento, conforme é observado nos platôs
modelados sobre a Formação Itapecuru, localizado no sul do Pará e oeste do Maranhão.
1.4.3 Solo
Quanto aos aspectos pedológicos, de maneira geral os solos predominantes na
região sul da Bacia do Parnaíba são mais profundos, de baixa fertilidade, textura média
ou arenosa derivam das coberturas Tércio-quaternárias; enquanto aqueles mais rasos,
baixa fertilidade, restrição de drenagem e petroplínticos desenvolveram-se a partir de
rochas sedimentares páleo-mesozóica representados principalmente por latossolos e
solos concrecionários (RIVAS, 1996).
Já os solos da região norte da bacia apresentam-se pouco profundos e de baixa
fertilidade, mostrando restrições de drenagem caracterizada pela presença de plintita e
concreções lateríticas, tendo se desenvolvido a partir das rochas sedimentares
paleozóicas-mesozóicas. Estes são representados principalmente por areias quartozas e
solos concrecionários (RIVAS.,op.cit).
Solos de elevada fertilidade natural, relacionados à alteração de rochas
vulcânicas básicas e pelitos carbonatados, além de solos pouco desenvolvidos, oriundos
de sedimentos fluviais presentes em terraços e planícies, são observados localmente,
em pontos específicos da bacia (RIVAS, 1996).
1.4.4 Vegetação
As principais associações florísticas da Bacia do Parnaíba são: caatinga, cerrado,
floresta tropical e floresta equatorial.
A caatinga é o tipo de vegetação tipicamente de clima semi-árido quente. Agrupa
vegetais essencialmente xerófitos caracterizados por arbustos e árvores de pequeno
porte. Recobre parte considerável do nordeste brasileiro e domina uma extensa faixa da
borda oriental da bacia perdendo sua homogeneidade para o centro desta e passando
para cerrado.
13
O cerrado está associado ao clima quente e úmido e se estende particularmente
da região centro e ao sul do Maranhão, sul e parte ocidental do Piauí, porção norte do
Tocantins e oeste da Bahia. De acordo com a densidade e com o porte dos vegetais, os
cerrados apresentam três feições fundamentais (GÓES, VELOSO, JAPIASSU, LEITE,
1973): Cerradão – densa concentração de árvores com altura de aproximadamente 6 m,
que não se tocam entre si, acompanhadas de plantas lenhosas rasteiras e palmeiras
anãs, Campo cerrado – árvores esparsas de porte entre 2 m e 5 m, separadas por
tapete graminoso e Campo de gramíneas ou Capinzal – extensos trechos cobertos por
vegetação baixa e graminóide. Na direção norte o cerrado cede gradualmente lugar a
floresta tropical.
A floresta tropical representa a transição da floresta amazônica e o cerrado. Sua
área de predominância corresponde à parte centro-norte da bacia, passando a oeste
para a floresta equatorial.
A floresta equatorial é tipicamente de climas quentes, úmidos e super-úmidos.
Apresenta dois aspectos distintos, sobre os platôs são observadas florestas de grande
densidade, com árvores gigantes e nos trechos de depressão, correspondentes à calha
dos vales fluviais, desenvolvem-se matas de menor altura. Ela ocorre no canto extremo
noroeste da Bacia do Parnaíba, nas regiões oeste do Maranhão, leste do Pará e sul do
Tocantins, entre os rios Tocantins e Araguaia.
2 ATIVIDADES E MÉTODOS
A disciplina prática Estágio de Campo I foi dividida em três fases para chegar à
elaboração do relatório final, sendo estas: as fases Pré-Campo, Campo e Pós-Campo.
2.1- FASE PRÉ-CAMPO
Na fase pré-campo foram realizadas as atividades relacionadas à preparação da
fase campo. Essas atividades partem de aulas teóricas e orientações básicas,
apresentação de seminários em sala de aula sobre os possíveis ambientes de
sedimentação da área estudada, além da realização de uma síntese bibliográfica, das
práticas cartográficas e consequente elaboração de uma base cartográfica para com a
área a ser mapeada, e a confecção de um relatório pré-campo.
14
Na síntese bibliográfica é onde se obtém informações pretéritas sobre a geologia
regional da área, através de artigos, livros, sites e recursos de biblioteca disponibilizados
pelos professores.
As práticas cartográficas estão relacionadas com a utilização das imagens de
satélite Landsat, SRTM e mapa topográfico, para a identificação e fotointerpretação dos
traços de drenagem, relevo, alinhamento, dentre outros. E de maneira adequada,
possibilitou a realização de uma base cartográfica, onde foram confeccionados quatro
mapas fotointerpretados sendo-os: drenagem, relevo, fotoalinhamentos e fotolitológico,
além do mapa de logística, todos em escala 1:25000. Foi utilizado o método-sistemático
de Soares e Fiore (1976), além do uso de softwares para o processamento de imagens,
como o ArcGIS 9.3; Google Earth 7.1; Global Mapper 13; QGis 2.0.1.
Após essas etapas, foi possível a elaboração do relatório pré-campo, com
informações da fotointerpretação dos mapas confeccionados e influência direta da
síntese bibliográfica da regional.
2.2- FASE CAMPO
Esta fase se realizou no dia 24 de Agosto, tendo fim no dia 27, iniciada com
logística da área a partir do mapa de logística que foi confeccionado na fase pré-campo,
onde foi possível observar a área mapeada com mais detalhe, obtendo dados sobre a
geologia local, como a sua geomorfologia, a litologia e litoestratigrafia, e extração de
medidas de fraturas expostas.
O mapeamento da área foi feito em dois dias (25 e 26 de Agosto) ao longo de
afloramentos de corte de estrada, afloramentos naturais e próximos a pequenas
drenagens, onde foi possível extrair dados sobre estruturas sedimentares, cor e
granulometria dos sedimentos, espessura e desenhos panorâmicos das camadas, assim
como a construção de perfis. Foi possível obter 13 pontos com dados de campo, todos
com suas respectivas coordenadas de GPS.
2.3- FASE PÓS-CAMPO
Esta fase as equipes abrangem o conteúdo das fases pré-campo e campo,
fazendo a revisão e interpretação de dados, onde por fim se pôde construir o mapa
15
geológico da área, e a elaboração dos perfis e colunas estratigráficas a partir da análise
de parâmetros sedimentológicos com utilização de softwares como o Corel Draw X5 e
Paint. Foi realizada a correção de mapas da fase pré-campo, e construção do mapa
geológico final; e a elaboração a partir dos dados obtidos e interpretados com o auxílio
dos mapas confeccionados, de um modelo evolutivo tectono-sedimentar da área
mapeada. Tendo fim o Estágio de Campo I, com a defesa do trabalho de mapeamento,
pelas equipes e entrega do relatório final que reune todas as informações obtidas ao
longo das três fases de campo.
3 GEOLOGIA REGIONAL
A Bacia sedimentar do Parnaíba está contida na Província Parnaíba, ocupando
uma extensão de aproximadamente 400.000 km², abrangendo os estados do território
brasileiro, Maranhão, Piauí, além de recobrir partes do Pará, Tocantins e Ceará ( GÓES;
FEIJÓ, 1994).
Devido à gênese e idades geológicas distintas, a Bacia do Parnaíba foi dividida
em 5 supersequências: siluriana, mesodevoniana-eocarbonífera, neocarbonífera-
eotriássica, jurássica e cretácea.
A proposta estratigráfica adotada neste trabalho fora de Vaz et al. (2007).
3.1 ARCABOUÇO TECTÔNICO
A Província Parnaíba foi desenvolvida sobre um embasamento continental
durante o Estádio de Estabilização da Plataforma Sul-Americana. Apresenta uma
morfologia circular e quase elíptica no seu depocentro com sua parte mais alongada
orientada no sentido NE-SW, derivada por ação do tectonismo evidenciado por flexuras,
lineamentos e falhamentos que originaram as estruturas grabenformes. (ALMEIDA;
CARNEIRO, 2004).
A Província do Parnaíba é limitada geologicamente ao norte pelo Cráton de São
Luís, ao Sul pela Faixa de dobramentos Brasília, a leste pelo Cráton do São Francisco e
pela Faixa de Dobramentos Nordeste, e a oeste pelo Cráton do Amazonas (FIGURA 04).
A maior influência da sedimentação pós-ordoviciana para a Bacia do Parnaíba,
aconteceu durante o período fini e pós-orogênicos do Ciclo Brasiliano cujos pulsos
16
propiciaram a geração de grábens distribuídos ao longo de toda a extensão da bacia
(VAZ et al., 2007). Esses autores confirmam que o controle inicial do depocentro da
Bacia do Parnaíba eram as estruturas grabenformes que foram interpretadas no seu
substrato. Esses sítios deposicionais, ou riftes precursores da Bacia do Parnaíba, seriam
correlacionáveis ao Gráben Jaibaras e a outros grábens como, por exemplo, Jaguarapi,
Cococi e São Julião, situados na Província Borborema, que foram gerados em um
sistema de riftes do final do Proterozoico e início do Paleozoico (VAZ et al., 2007,
OLIVEIRA; MOHRIAK, 2003).
Figura 04: Limites geológicos da província do Parnaíba. Fonte: SANTOS & CARVALHO, 2009
17
Recentemente, pesquisadores levantaram a hipótese de que a subsidência inicial
das bacias paleozoicas originou-se de um processo semelhante à de um rifte ativo,
marcado pela presença de vulcanismo na base de algumas delas, evidenciando
prenúncio de esforços distensionais (ZALÁN, 2004).
Já no final do evento do Ciclo Brasiliano na Bacia do Parnaíba, quando acontecia
a transição do Cambriano para o Ordoviciano, o resfriamento e a contração da litosfera
favoreceram a formação de falhas normais e a ativação de antigas estruturas lineares.
Dois sistemas de falhas normais, associados à diaclasamentos paralelos, teriam
transformado a Bacia num mosaico de losângulos, surgindo assim, um quadro tectônico
e estrutural dominado por grandes falhamentos normais e fossas desenvolvidas ao
longo de zonas de fraqueza crustal antiga. Estas zonas são bem representadas na Bacia
do Parnaíba por expressivos lineamentos, destacando-se o Transbrasiliano e Picos-
Santa Inês como as principais feições estruturais, e sendo importantes, pois controlaram
as direções dos eixos deposicionais até o Eocarbonífero. A Zona de Falha
Transbrasiliana, também chamada de Lineamento Transbrasiliano, constitui uma faixa
altamente estruturada no sentido NE-SW, que abrange um complexo de falhas normais
e transcorrentes, altos estruturais e grábens com eixos paralelos às falhas. No interior da
Bacia do Parnaíba, o Lineamento Transbrasiliano é demarcado por falhas orientadas no
sentido NE-SW que cortam seções paleozoicas e mesozoicas, bem como por diques de
diabásio orientados no mesmo sentido (CUNHA, 1986; VAZ et al., 2007), conforme a
figura 5.
Figura 5: Posição das principais lineamentos e feições estruturais da Província do Parnaíba. Fonte: Fernandes, 2011; adaptado de informações obtidas de CUNHA, (1986), GÓES et al. (1990), SILVA et al.(2003).
18
Acompanhando os efeitos da separação dos continentes sul-americano e africano
com consequente abertura do Oceano Atlântico Equatorial, ocorreu um significativo
processo magmático intrusivo e extrusivo (GÓES et al.,op.cit), que foi responsável por
falhamentos de pequeno rejeito, dobras e outras estruturas (VAZ et al., 2007).
Os principais elementos tectônicos regionais do Mesozoico foram a Estrutura de
Xambioá orientada em E-W, localizados na parte central da bacia; o Arco Ferrer-Urbano
Santos delimitando as pequenas bacias marginais em associação à abertura do
Atlântico Sul Equatorial, e o Alto do Rio Parnaíba (AGUIAR, 1969; REZENDE;
PAMPLONA, 1970; HASUI et al., 1991; GÓES, 1995 apud LIMA). De acordo com Cunha
& Carneiro (1972) o Arco de Ferrer-Urbano Santos sofreu deslocamentos laterais devido
à falhas transcorrentes, as principais de direção NE, ao longo dos rios Grajaú e
Parnaíba.
3.2 DOMÍNIOS GEOMORFOLÓGICOS
De acordo com Lima e Leite (1978) ao longo da sedimentação da Bacia do
Paranaíba no decorrer do tempo geológico a variação climática nos seus diversos
trechos e regiões influenciou diretamente na morfologia das camadas ali depositadas, ou
seja, os parâmetros climáticos e litológicos controlaram em parte feições morfológicas da
área. A Bacia do Parnaíba apresenta no embasamento Pré-Siluriano depressões
circundantes, que foram denominadas de Depressão Periférica de Crateús, ao leste,
Depressão Periférica do médio São Francisco, ao sudeste e Depressão Ortoclinal do
médio Tocantins, ao sudeste. O relevo da bacia em questão é constituído de formas tabulares em cuestas nas
suas bordas, passando pelos planos horizontais das chapadas, chapadões, mesetas,
tabuleiros e colinas maranhenses ao centro e sul da bacia, seguidos pela planície
litorânea que se estende até a costa do Atlântico. Ao centro e ao sul da Bacia a principal forma de relevo é tabuliforme. Esse tipo de
relevo manifesta-se mais tipicamente nas áreas dominadas pelo Grupo Serra Grande e
as formações Cabeças, Piauí e Sambaíba. Como essas formações são tipicamente
arenosas nas quais a porosidade e permeabilidade dos sedimentos inibem a erosão
superficial favorecendo assim a formação de extensos chapadões, chapadas e mesetas.
19
À medida que se aproxima da área litorânea, percebe-se uma eventual diminuição
das altitudes das chapadas, passando de relevo tabuliforme a colinoso, com elevações
arrasadas e baixas. Sobre as formações Motuca e Potí predominantemente nessa área
possuem sedimentos pelíticos, os sedimentos dessas formações são impermeáveis e
intensamente trabalhados e desgastados mais ou menos rapidamente pela ação erosiva
das águas superficiais, fazendo com que o relevo assuma a forma colinosa. As mesetas vão se transformando em morros abaulados, baixos e isolados que
tendem ao aplainamento total. Essa feição morfológica é representada nas formações
Pimenteiras e Longá essencialmente constituídas por sedimentos pelíticos, porém
encerrando horizontes areníticos subordinados.
3.3 LITOESTRATIGRAFIA, AMBIENTES SEDIMENTARES E REGISTRO FÓSSIL
De acordo com Vaz et al. (2007) a Bacia do Parnaíba foi dividida em 5
supersequências: siluriana, mesodevoniana-eocarbonífera, neocarbonífera-eotriássica, jurássica e cretácea de acordo com sua rochas sedimentares e
magmáticas. Os principais grupos litoestratigráficos com suas respectivas formações
são: Grupo Serra Grande (Formação Ipu, Tinguá e Jaicós), Canindé (Formação Itaim,
Pimenteiras, Cabeças, Longá e Poti) e o Grupo Balsas (Piauí, Pedra de Fogo, Motuca e
Sambaíba) (figura 6).
3.3.1 Grupo Serra Grande (Siluriano)
A sedimentação do Grupo Serra Grande data do período Siluriano, sendo que sua
área de afloramento compreende quase que exclusivamente de uma estreita faixa na
extremidade leste da bacia, bordejada por rochas do embasamento. Essa sequência
corresponde ao ciclo trangressivo-regressivo completo. Esse grupo é composto
cronologicamente pelas formações Ipu, Tinguá e Jaicós.
A Formação Ipu é a unidade mais antiga com espessura máxima de 350 metros
(VAZ et al.2007), composta por arenitos com seixos, conglomerados com matriz areno-
argilosa e matacões de quartzo ou quartzito e arenitos de finos a grossos. Elas foram
depositadas pelos ambientes glaciais proximais, glacio-fluvial, leques ou frentes
20
deltaicos (CAPUTO et al, 1984). Já na parte superior da Formação Ipu, menciona o
Spinachitina erichseni, espécie esta comum de fácies laterais da Formação Tianguá.
A Formação Tianguá é composta de arenitos cinza-claros de fino a médio,
feldspáticos e de intercalações de siltitos e folhelhos cinza-escuros, bioturbados e
micáceos, de folhelhos cinza-escuro, bioturbados, carbonáticos. A deposição se deu
num ambiente de plataforma rasa (GÓES; FEIJÓ, 1994). E a espessura dessa formação
é de no máximo de 200 metros (VAZ et al., op.cit). Para a Formação Tianguá Grahn
(1992) reafirmou a idade mesosiluriana, com a identificação do microfóssil graptólito
Climacograptus cf. scalaris, além de espécies de quitinozóarios e acritarcas.
A Formação Jaicós é composta de arenitos cinza com tonalidades claras, creme
ou amarronzada, grossos, contendo seixos angulares a subangulares, mal selecionados,
friáveis, maciços ou com estratificação cruzada ou lenticular (CAPUTO, 1984).
Provavelmente foram depositados em sistemas fluviais entrelaçados (GÓES; FEIJÓ,
1994). E a espessura dessa formação é de no máximo de 380 metros (VAZ et al., op.cit).
A Formação Jaicós apresenta idade neosiluriana e é afossilífera. (PETRI, 1983).
3.3.2 Grupo Canindé (Mesodevoniano-Eocarbonífero)
As camadas dessa sequência afloram nas regiões leste e sudoeste da bacia e
datam dos períodos Meso-devoniano ao Carbonífero Mississipiano e seus estratos
foram depositados discordantemente em relação a sequência mais antiga. Esse grupo é
composto cronologicamente pelas formações Itaim, Pimenteiras, Cabeças, Longá e Poti
(CAPUTO, LIMA, 1984; GÓES, 1995).
A Formação Itaim é composta por arenitos finos a médios com grãos
subarredondados, bem selecionados. Na base dessa unidade observa-se um maior
número de intercalações de folhelhos bioturbados, percebe-se uma granocrescência
ascendente (DELLA FÁVERA, 1990). Esses sedimentos foram depositados em
ambientes deltaicos e plataformais, dominados por correntes induzidas por processos de
marés e de tempestades (Consoante GÓES; FEIJÓ, 1994). E a espessura dessa
formação é de no máximo de 260 metros (VAZ et al.op. cit).
A Formação Pimenteiras com sua ciclicidade deposicional mostra uma tendência
para os sistemas transgressivos para o regressivo na passagem gradacional para a
Formação Cabeças, que lhe é sobreposta (DELLA FÁVERA, 1990). A Formação
21
Pimenteiras é composta de folhelhos cinza-escuros a pretos, esverdeados, em parte
bioturbados. E a espessura dessa formação é de no máximo de 320 metros (VAZ et
al.op. cit).
A Formação Cabeças é composta por arenitos cinza-claros a brancos, médios a
grossos, com intercalações delgadas de siltitos e folhelhos e na sua parte superior há a
ocorrência de diamictitos. E seu ambiente deposicional é glacial ou periglacial
(CAPUTO,1984) por causa das evidências de pavimentos e seixos estriados e tilitos.
Outro ambiente defendido por Góes e Feijó (1994) nessa formação é o plataformal sob a
influência preponderante de correntes desencadeadas por processos de marés. E a
espessura dessa formação é de no máximo de 350 metros (VAZ et al.2007).
A Formação Longá é composta por folhelhos cinza-escuros a pretos, em parte
arroxeados, homogêneos ou bem laminados, bioturbados. E podem apresentar sua
porção média um pacote de arenitos e siltitos cinza-claros a esbranquiçados, laminados
(LIMA; LEITE, 1978). E a espessura dessa formação é de no máximo de 220 metros
(VAZ et al.op. cit). E o ambiente deposicional dessa formação é o de plataforma
dominada por tempestade (GÓES; FEIJÓ,1994). As assembléias fossilíferas da
Formação Longá, consistem de bivalves alongados, cilíndricos modiomórficos –
Solemya (Janeia) sp., Modiomorphidae; lçmbraquiópodos Lingula, Orbiculoidea;
“Schuchertella” sp.; Chonetes; pequenos trilobitas Metacryphaeus sp. com afinidade
malvinocáfrica; ostracodes Kloedenia, Primitia; possíveis Tentaculites e restos de peixes.
Apresenta abundância dos icnofósseis como por exemplo os Bifungites cruciformis,
Rusophycuspiauiensis, Neonereites uniserialis, Sublorenzinia pauciradiata e
Palaeophycus isp.
A Formação Poti compreende um ciclo de estratos que pode ser dividido em
duas porções, a inferior é formada de arenitos cinza esbranquiçados, médios, com
lâminas dispersas de siltito cinza-claros, e a superior de arenitos cinza, lâminas de
siltitos e folhelhos com alguns níveis de carvão (LIMA; LEITE, op. cit). Sua deposição
aconteceu em deltas e planícies de maré, às vezes sob a influência de tempestades
(GÓES; FEIJÓ, op.cit). E a espessura dessa formação é de no máximo de 320 metros
(VAZ et al., op.cit). E seu contato com a primeira formação do Grupo Balsas é
discordante erosivo. De acordo com Caputo (1984), movimentos epirogênicos
ascendentes e uma regressão de extensão global teriam conduzido essa erosão na
bacia. Na Formação Poti ocorrem os microfósseis de idade mesocarbonífera
22
(esporomorfos) ao longo de todo o pacote sedimentar. Além das espécies Spelaetriletes
pretiosus, Raistrickia clavata, Colatisporites decorus, Prolyspora rugulosa (LOBOZIAC et
al., 1992).
3.3.3 Grupo Balsas (Neocarbonífero-Eotriássico)
A sedimentação do Grupo Balsas iniciou-se no Carbonífero Pensylvaniano com a
deposição da Formação Piauí e encerrou seu ciclo de sedimentação no Neo-Triássico
com a Formação Sambaíba. As formações Piauí, Pedra de Fogo, Motuca e Sambaíba
desse grupo afloram principalmente nas regiões centro-sul e parte das regiões oeste e
leste-nordeste da bacia.
A formação Piauí foi dividida em duas sucessões (LIMA; LEITE, op. cit) sendo
uma inferior e outra superior: a inferior, formada por arenitos cor-de-rosa, médios,
maciços ou com estratificação cruzada de grande porte e intercalações de folhelho
vermelho, e a superior, formada de arenitos vermelhos, amarelos, finos a médios,
contendo intercalações de folhelhos vermelhos, calcários e finas camadas de sílex. Lima
e Leite (1978) interpretaram um ambiente fluvial com contribuição eólica e breves
incursões marinhas, num clima semi-árido a desértico para essa formação. E a
espessura dessa formação é de no máximo de 340 metros (VAZ et al., op. cit). Na
Formação Piauí há o predomínio dos microfósseis Monosaccites e Disaccites,
apresentando assim, idade pensilvaniana (MULLER, 1962).
A formação Pedra de Fogo é composta por arenito fino a médio róseo, e,
eventualmente, dolomito, por sílex, calcário oolítico e pisolítico creme a branco,
eventualmente estromatolítico, intercalado com folhelho cinzento e siltito (LIMA; LEITE,
1978). Os contatos são concordantes com as formações Piauí e Motuca. Segundo Góes
e Feijó (1994) a Formação Pedra de Fogo fora depositada num ambiente marinho raso a
litorâneo com planícies de sabkha, sob ocasional influência de tempestades. A
espessura dessa formação é de no máximo de 240 metros (VAZ et al.2007). Na
Formação Pedra de Fogo apresenta como principal fóssil os grandes troncos
petrificados denominados de Psaronius, além de dentes e escamas de peixes, restos de
ostracodes, e estromatólitos colunares, com ramificações paralelas e pouco divergentes
e laminação fina, convexa a parabólica. A partir da presença do anfíbio labirintodonte, foi
23
atribuído a essa Formação a idade permiana (SANTOS & CARVALHO, 2009; GÓES;
FEIJÓ, 1994).
A Formação Motuca, de acordo com Lima e leite (1978), é formada por arenito
avermelhado, fino a médio, siltito e folhelho vermelho a violáceo, calcário e sílex com
faixas oolíticas ou nodulares. Os sedimentos Motuca foram depositados num sistema
desértico, com lagos associados (GÓES; FEIJÓ, 1994). A espessura dessa formação é
de no máximo de 280 metros (VAZ et al., op.cit). Na Formação Motuca apresenta o fóssil
gastrópodo Pleurotomaria sp. Além de alguns peixes encontrados semelhantes aos
peixes permianos Paleoniscus e Elonichthys (MESNER & WOOLDRIDGE, 1964). E
segundo CAPUTO (1984), essa Formação apresenta idade Neopermiano ao Eotriássico.
A Formação Sambaíba de acordo com Lima e Leite, 1975, é composta por
arenitos de coloração vermelhos a cor-de-rosa, creme-claro esbranquiçado, finos a
médios, subangulosos a subarredondados. As dunas com estratificação cruzada de
grande porte, contendo diversas feições típicas de sedimentos eólicos caracterizam
rochas de um sistema desértico, com contribuição fluvial. A espessura dessa formação é
de no máximo de 440 metros (VAZ et al., op.cit). A Formação Sambaíba é afossilífera
corresponde ao final da desertificação da bacia. A interrupção da sedimentação é
atribuída a um soerguimento generalizado devido à Orogenia Gondwana (ZÁLAN, 1991
apud GÓES & FEIJÓ, 1994).
3.3.4 Sequência Jurássica
Essa sequência é constituída pela Formação Pastos Bons que pode ser dividida
em três partes de acordo com a sua litologia: na base predomina arenito branco ou com
tonalidades esverdeadas, amareladas, fino a médio, grãos subarredondados e,
geralmente, apresentam estratificação paralela e raras lentes de calcário. Na parte
média da seção ocorrem siltito, folhelho/argilito cinza a verdes, comumente intercalados
com arenito. A porção mais superior é formada de arenito vermelho/cor-de-rosa, fino,
gradando para siltito, contendo níveis de folhelho (CAPUTO, 1984). De acordo Lima e
Leite (1978), de leste para oeste, a Formação Pastos Bons jaz discordantemente sobre
as formações paleozoicas Poti, Piauí, Pedra de Fogo e Motuca. A Formação Pastos
Bons fora depositada em paleodepressões continentais, lacustrinas, com alguma
24
contribuição fluvial, em clima semi-árido a árido. A espessura dessa formação é de no
máximo de 77 metros (VAZ et al., op. cit).
A partir do conteúdo fossilífero (peixes, conchostráceos, ostracodes) atribui-se
idade jurássica média a superior à Formação Pastos Bons, que foi depositada em
paleodepressões continentais, lacustrinas, com alguma contribuição fluvial, (VAZ et
al.,2007.)
3.3.5 Sequência Cretácea
É constituída pelas seguintes formações: Codó, Corda, Grajaú e Itapecuru. Elas
ocorrem principalmente na porção noroeste-norte da bacia e sobrepõe-se
discordantemente sobre as rochas das sequências jurássicas. Uma relação de
contemporaneidade entre os depósitos das formações Corda, Grajaú e Codó é proposta
pelos autores desse texto e foi defendida anteriormente por Rezende (2002) e a
espessura delas é de no máximo de 266 metros.
A Formação Codó é constituída por folhelhos, calcários, siltitos, gipsita/anidrita e
arenito são os principais litotipos e são frequentes níveis de sílex e estromatólito.
Rossetti et al. (2001b) declaram que a Formação Codó faz parte do Neo-aptiano-Eo-
albiano. Essa formação fora depositada em ambientes marinho raso, lacustre e flúvio-
deltaico.
Formação Corda é composta por arenitos vermelhos, castanho-avermelhados,
muito finos/finos e médios, semifriáveis a semicoesos, ricos em óxidos de ferro e
zeólitas. São comuns nessa unidade estratificações cruzadas de grande porte,
“climbings” transladantes e “ripples”, fluxos de grãos e outras estruturas típicas de dunas
eólicas Estruturas cruzadas de baixo ângulo e cruzadas acanaladas também ocorrem.
Essa formação é do ambiente de sistema desértico e fora depositada em ambientes
marinho raso, lacustre e flúvio-deltaico. Apresenta um pobre conteúdo fossílifero,
ocorrendo pegadas que foram registradas em camadas de arenito, conchostráceos em
níveis pelíticos lacustrinos, além de ostracodes e peixe Lepidus piauhyensis, admitindo
assim uma idade neojurássica para esta Formação (CARVALHO e SANTOS, 2009).
A Formação Grajaú é composta por arenitos creme-claro/esbranquiçado, creme-
amarelado ou variegados, médios/grossos, subangulosos/angulosos, mal selecionados.
Sendo comum a presença de seixos e de níveis conglomeráticos. Eventualmente
25
observam-se camadas de arenitos finos/muito finos e de pelitos. Estruturas cruzadas
acanaladas e marcas de carga são abundantes.
A Formação Itapecuru recobre discordantemente as formações Grajaú e Codó,
consoante Rossetti et al. (2001a). Ela é composta por arenitos variegados, finos, friáveis,
com diversas estruturas sedimentares, pelitos e arenitos conglomeráticos ocorrem, mas
subordinadamente (ANAISSE JUNIOR et al. 2001). Os principais ambientes
sedimentares observados são canal fluvial, laguna, canal de maré e litorâneo. Os
ambientes mostram uma natureza transgressiva. E a espessura dessa formação é de no
máximo de 724 metros.
3.3.6 Rochas Magmáticas
Na Bacia do Parnaíba acomodaram-se as ígneas intrusivas (diques e soleiras) e
extrusivas, de composição básica, as quais do ponto de vista estratigráfico foram
divididas em duas unidades: Formação Mosquito e Formação Sardinha. Em
subsuperfície, os diques e soleiras estão presentes em maior quantidade na sequência
mesodevoniana-eocarbonífera e ocorrem também na sequência siluriana e são muito
raros no Neocarbonífero-Eotriássico.
Formação Mosquito foi o termo proposto por Aguiar (1971) para identificar
derrames basálticos com intercalações de arenitos que afloram no rio homônimo, ao sul
da cidade de Fortaleza dos Nogueiras (MA). Sua espessura é de no máximo de 77
metros. Esta formação não apresenta registro fossilífero. Esta Formação possui idade
juro-triássica (AGUIAR, 1971).
Formação Sardinha é composta por corpos de basalto, preto a roxo, mapeados
entre as cidades de Fortaleza dos Nogueiras e Barra do Cordas, segundo Aguiar (op.
cit). Sua espessura é de no máximo de 20 metros. Apresenta idade eocretácea, (GÓES;
FEIJÓ 1994).
26
Figura 6: Carta estratigráfica da Bacia do Parnaíba, VAZ et al,. 2007. Fonte: Boletim Petrobrás V.15-N 2.
27
3.4 EVOLUÇÃO GEOLÓGICA
A evolução da Província Parnaíba é atribuída à estruturação precursora
relacionada aos pulsos finais do Ciclo Brasiliano ou Ciclo Tectono-orogênico Baicaliano
entre final do Proterozoico e início do Paleozoico, responsável pela formação de grábens
distribuídos por toda a bacia que foi preenchida por sedimentos imaturos, e a
consolidação da plataforma que passou a servir de substrato da mesma. A influência
desta tectônica no desenvolvimento da sedimentação pós-ordoviciana marcou
pronunciadamente as primeiras fases deposicionais na bacia (GÓES et al.,1994).
O desenvolvimento das sedimentações paleozoicas em extensas sinéclises teve
como base uma plataforma construída a partir da união de placas tectônicas isoladas
durante o Ciclo Brasiliano, sendo concomitante a todos os eventos deformacionais,
metamórficos, ígneos, sedimentares e geomorfológicos típicos de orogêneses. Do
Siluriano ao Jurássico, aconteceu uma fase de estabilização que foi marcada por
calmaria tectônica e diferenciação no padrão de sedimentação, que foram essenciais
para o desenvolvimento das sinéclises paleozoicas. As sinéclises se formaram
independentemente das estruturas subjacentes locais e passaram a sofrer extensas
transgressões e regressões marinhas regionais. Devido à subsidência, arcos regionais
ergueram-se e circundaram as sinéclises, terminando por dividi-las. Sob uma intensa
calmaria tectônica, entre o Jurássico e o Triássico, toda a plataforma ascendeu,
limitando assim a sedimentação das sinéclises e provocando o fim das ingressões
marinhas (ZALÁN, 2004).
Ao longo da evolução termomecânica, foi estabelecida a grande depressão
ordoviciana, sobre a qual se depositou a Sequência Siluriana, composta por sedimentos
flúvio-deltaicos a marinhos rasos do Grupo Serra Grande. Com o prosseguimento dos
processos termais, posteriormente, já com efeitos flexurais, foi depositada a Sequência
Mesodevoniana-Eocarbonífera, constituída principalmente pelos sedimentos devonianos
do Grupo Canindé (GÓES et al., 1990).
No Devoniano, o desenvolvimento contínuo dos processos termais, aliado à
influência de natureza flexural, resultou num aumento da sedimentação registrado pela
Formação Jaicós do Grupo Serra Grande. O fim dessa sedimentação é caracterizado
por uma expressiva discordância regional associada aos efeitos da Orogenia
Eoherciniana ocorrida no Eocarbonífero, também representada na porção central da
28
bacia por falhamentos normais e estruturas ligadas à falhas reversas (GÓES et al., op.
cit).
Durante o Neocarbonífero, acima desta discordância regional, a sedimentação
recomeça pelo soerguimento da borda leste da bacia e com progressiva desertificação,
fase esta que corresponde ao Grupo Balsas (GÓES et al., op. cit)
A bacia tornou-se ovalada no Permo-Carbonífero, porém no Triássico o ciclo
sedimentar foi interrompido, em consequência de um soerguimento generalizado.
No Jurássico, os efeitos das fases iniciais da compartimentação da Gondwana,
entre os continentes sul-americano e africano provocavam o magmatismo básico
intrusivo e extrusivo na bacia, a partir da reativação de falhas. Seguido da deposição
clástica, do Grupo Mearim: que configuram as formações Pastos Bons e Corda (GÓES
et al., op. cit)
Na bacia, o Cretáceo está representado por duas fases diferentes. Sendo a
primeira relacionada a eventos tectônicos neocomianos, que é evidenciada por
dobramentos compressivos com trends em NW e falhas reversas (GÓES; FEIJÓ, 1994).
E segunda fase pelo encerramento do ciclo sedimentar, com uma deposição lacustre a
continental das formações Codó/Grajaú e Itapecuru, limitadas à porção NW da bacia
(GÓES et al., op. cit)
Segundo Góes & Feijó (op. cit), a antí-sinéclise das Alpercatas, seria o resultado
de eventos jurássicos precoces relacionados à abertura do Atlântico Sul. Nesse período,
ocorreu a subsidência da região central da Província Parnaíba, ocasionando um sistema
de riftes que contém rochas sedimentares flúvio-lacustres (formações Pastos Bons e
Corda) e vulcânicas associadas, de idade jurássica e eo-cretácica (formações Mosquito
e Sardinha).
Com a abertura do Atlântico Sul foram gerados, no Cretáceo, novos depocentros,
ao norte denominado Bacia do Grajaú, com sedimentação eólico-lacustre (formações
Codó, Grajaú e Itapecuru) que atinge 800m de espessura, e a sul, denominado Bacia
Espigão Mestre, com depósitos predominantemente flúvio-eólicos (Grupo Areado e
Formação Urucuia) de cerca de 400m de espessura (FIGUEIREDO; RAJA GABAGLIA,
1986).
De acordo com o sugerido por Rosseti et al. (2001) os aspectos tectôno-
sedimentares observados após o Grupo Balsas estão diretamente associados ao
29
processo de ruptura do Gondwana, sendo assim considerados como bacias de evolução
distinta da Bacia do Parnaíba.
3.5 DIAGNÓSTICO GEOECONÔMICO
Na Bacia do Parnaíba podem ser encontrados recursos minerais que garantem
perspectivas bastante promissoras à região, os quais tiveram maior destaque no ínicio
do século XX, com a procura de bens de natureza econômica, como combustíveis,
carvão e petróleo, e águas subterrâneas. Como exemplo desses recursos minerais
potencialmente econômicos, podem-se destacar as rochas geradoras do petróleo, sendo
os folhelhos silurianos e devonianos das formações Tianguá, Pimenteiras e Longá.
Ígneas básicas jurotriássicas e cretáceas contribuíram para a maturação da matéria
orgânica.
Os principais reservatórios são os arenitos da Formação Cabeças com idade
devoniana, onde são capeados por folhelhos também devonianos. Arenitos silurianos,
capeados por folhelhos transgressivos silurianos e reservatórios carboníferos e
permianos, selados por evaporitos permianos, são reservatórios potenciais. Além de
contribuírem para a maturação, sills de diabásio também podem funcionar como
selantes. Na formação Cabeças há um aqüífero localizado na região de Cristino Castro
(PI) onde se desenvolve poços jorrantes descobertos em 1970 pela CPRM. Na Região
de Pedro II na Bacia do Parnaíba tem exploração de opalas de alto valor gemológico.
A Formação Pimenteiras é considerada como a unidade potencialmente geradora
de hidrocarbonetos – petróleo; ferro oolítico, com dois níveis oolíticos ferruginosos que
servem como camadas-chave na citada região (ALMEIDA, 2004); a ocorrência de piritas,
onde os sedimentos nos quais a pirita aparece dispersa, são habitualmente clásticos
finos, descritos como folhelhos, siltitos e arenitos finos; fosfatos, sendo encontrados em
vários níveis litológicos.
Os jazimentos de calcário da borda oeste da Bacia do Parnaíba estão associados
à Formação Pedra de Fogo (Grupo Balsas) ocorrendo numa faixa marginal do rio
Araguaia e nas proximidades do rio Tocantins. A mina de Vila Itamirim, que produz
calcário para corretivo de solos, possui reservas de 58 Mt com 44,4% de CaO e 7,9% de
MgO. Ocorrendo também exploração de calcários na formação Piauí (GÓES, 1993).
30
Outras variedades de bens econômicos ocorrem na área, são bens minerais a
exemplo do ferro, níquel, ametista, do cristal de rocha, do calcário, do diamante dentre
outros. Sendo observado que a atividade garimpeira se encontra quase que totalmente
inativa. (PROJETO SEPLAN FOLHA XAMBIOÁ, 2004).
4 DADOS FOTOINTERPRETATIVOS
A partir da junção de informações obtidas nas fases pré-campo e pós-campo,
fora possível realizar a análise de drenagem, relevo, fotoalinhamento e fotogeológico da
área mapeada.
4.1. ANÁLISE DE DRENAGEM
De acordo com Soares & Fiori (1976), é possível identificar zonas homólogas de
drenagem em uma determinada área. Este método baseia-se na separação de faixas ou
zonas homólogas com posterior interpretação de suas propriedades, consistindo em
uma análise das propriedades das formas de drenagem. A partir da análise dos padrões de drenagem foi possível estabelecer dois tipos
de zonas homólogas para a área XI (figura 7), com o padrão dendrítico e o
subdendrítico, provocadas, provavelmente, por controle litológico ou litoestrutural (LIMA,
2002).
v Zona homóloga I
Nessa zona o padrão definido é o dendrítico, e está localizado ao centro-sul da
área. Sendo constituído por feições arborescentes de densidade baixa a média, com
tropia tridirecional, moderadamente estruturada, apresentando sinuosidade mista e baixa
a média angularidade. E ainda apresentam moderadamente assimétricos. Além da
ocorrência de algumas formas anômalas de drenagem em cotovelo e em arco.
31
v Zona homóloga II
O segundo padrão de drenagem encontrada na área é o subdendrítico
diferenciando-se do dendrítico pela diminuição de suas ramificações e um controle mais
sinuoso em seu percurso, apresentando tributários paralelos que se unem ao rio
principal (SOARES e FIORI, 1976). Caracterizada por ter densidade fraca, sinuosidade
mista, angularidade de média a baixa, com tropia bidirecional, assimetria fraca. E
apresentam anomalias de drenagem representadas principalmente pela presença de
cotovelos (tabela 01).
CARACTERÍSTICAS
ZONA I
ZONA II
PADRÃO DENDRÍTICO SUBDENDRÍTICO
DENSIDADE MÉDIA A BAIXA BAIXA
SINUOSIDADE MISTA MISTA
ANGULARIDADE MÉDIA A BAIXA MÉDIA A BAIXA
TROPIA TRIDIRECIONAL BIDIRECIONAL
ASSIMETRIA MODERADA FRACA
ANOMALIAS COTOVELOS E ARCOS COTOVELOS
Tabela 1: Características das drenagens da área XI.
32
Figura 7: Mapa de drenagem e zonas homólogas.
4.2 ANÁLISE DE RELEVO
As Zonas Geomorfológicas são definidas como um conjunto de formas
semelhantes ou arranjo de tipologia de modelados, padrões ou unidades de relevo. Tais
aspectos são resultantes de um tipo de morfogênese, além da combinação de aspectos
fisiográficos regionais, como a vegetação, solos e clima. A reunião de vários indicadores
é o instrumento adequado para a separação do relevo em zonas geomorfológicas
(MOREIRA et al., 2008).
Para tanto, foram feitas análises de imagens de satélite e seus respectivos tons
de cores, semelhanças topográficas e a assimetria presente no relevo.
Tais características levaram-se a definir que a morfologia dominante na área em
estudo se apresenta com perfis suavizados e topos frequentemente aplainados, devido
ao intenso desgaste provocado pelo intemperismo e erosão, separados por vales
abertos e preenchidos por sedimentos inconsolidados.
33
A partir dessa aglutinação de informações, o relevo da subárea foi
compartimentado em cinco zonas homólogas (figura 9), e separado por limites definidos.
Figura 8: Mapa de Zonas Homólogas de Relevo.
v Zona Homóloga I
A zona homóloga I é representada no mapa pela cor amarela, possui o menor
nível topográfico suas cotas variam de 215 a 225 metros. É caracterizada por apresentar
uma aparente textura lisa. Sendo que o grau de dissecação é alto, e assimetria fraca.
v Zona homóloga II
A zona homóloga II localiza-se no leste e centro sul da área. Sendo representada
no mapa pela coloração alaranjada e suas cotas variam de 230 a 275 metros. Possui
textura lisa, levemente ondulada, caracterizado por terrenos baixos e mais ou menos
planos. E o grau de dissecação é transicional.
34
v Zona homóloga III
A zona homóloga III localiza-se no leste e centro sul da área. Sendo representada
no mapa pela cor verde e suas cotas variam de 275 a 365 metros. Essa zona é formada
pelas escarpas podendo ser classificada como côncavo-retilíneo-convexa com quebras
positivas e negativas. São consideradas fracamente assimétricas. É caracterizada com
vales bem formados e vertentes assimétricas. E o grau de dissecação é baixo.
v Zona homóloga IV
A zona homóloga IV localiza-se centro-norte da área. Sendo representada no
mapa pela cor avermelhada e suas cotas variam de 370 a 450 metros. Essa zona é
caracterizada por forma de relevo de mesa, com textura rugosa. Nessa zona as feições
são geralmente aplainadas, com quebras positivas e negativas. O relevo é
moderadamente assimétrico e o tipo de encosta é côncavo. E baixo grau de dissecação.
v Zona homologa V
A zona homóloga V localiza-se ao nordeste e ao sudeste da área. Sendo
representada no mapa pela cor roxa e suas cotas variam 450 a 465 metros. Essa zona é
formada pelas feições mais elevadas da área, são caracterizadas por ter textura rugosa.
O relevo é fracamente assimétrico. E com baixo grau de dissecação.
4.3 ANÁLISE DE FOTOALINHAMENTOS
Foram confeccionados mapas de fotoalinhamentos de drenagem e de relevo a partir
de aspectos que seguem certa feição orientada, tanto da drenagem quanto do relevo,
onde se encontra com altos desníveis topográficos (escarpas), obtendo assim os
principais alinhamentos da área estudada. E a partir deles foram agrupados os principais
domínios estruturais de acordo com suas respectivas orientações preferenciais, a
análise das direções ocorreu através da utilização do diagrama de roseta e do mapa
efetuado (figura 9 e 10).
35
A partir da análise dos alinhamentos do diagrama de roseta e do mapa de
drenagem e de relevo foi possível observar três direções preferenciais, onde foi feito
uma equiparação dos resultados com as estruturas do Ciclo Brasiliano.
O primeiro domínio de alinhamento é o NE/SW podendo ser associados ao
Lineamento Transbrasiliano que cortam seções paleozoicas e mesozoicas, bem como
por diques de diabásio orientados no mesmo sentido (CUNHA, 1986; VAZ et al., 2007).
Já no segundo domínio o alinhamento mais expressivo tanto de drenagem quanto
de relevo NW/SE tanto de relevo como o de drenagem são os mais expressivos da área
e essa direção pode ser associada diretamente pela influência do Picos-Santa Inês que
corta a bacia de noroeste a sudeste.
O terceiro domínio de alinhamento de relevo e de drenagem apresenta-se
orientado em direção W-E. Esses alinhamentos podem ser relacionados ao Arco
Xambioá desenvolvido no Mesozóico sobre as sequências sedimentares Paleozóicas.
Figura 9: Diagrama de rosetas mostrando as principais direções dos alinhamentos;
A:alinhamentos de relevo; B:alinhamentos de drenagem.
36
Figura 10: Mapa de alinhamentos de drenagem e relevo da área IX.
4.4 ANÁLISE FOTOGEOLÓGICA
A partir da fotoanálise de drenagem, relevo e fotoalinhamentos da área IX, foi
possível associa-las as possíveis Formações da Bacia do Parnaíba . De acordo com a
fotoanálise de drenagem relacionada à textura de relevo, foi possível identificar três
unidades geológicas.
Unidade I
Essa unidade pode ser associada aos depósitos aluvionares quaternários sendo
eles depósito de cascalho, areia, argila das formações da área.
37
Unidade II
Essa unidade é caracterizada por um padrão de drenagem dendrítico com
densidade baixa a média, sendo relacionada com uma litologia pouco resistente a
erosão. E como a dissecação nesse local é relativamente alta, os agentes erosivos tem
uma alta influencia, transformando os vales em formas de U. Tais características podem
ser associadas com fácies pelíticas sendo a possível relaciona-los com a Formação
Motuca, Corda, Pastos Bons e Poti (LIMA, 1978).
UNIDADE III
Como essa unidade é representada pelas escarpas sendo caracterizada com vales
bem formados e vertentes assimétricas com grau de dissecação baixa. Podendo
associar esse tipo de feição com as formações tipicamente arenosas, sendo possível
relaciona-las com a Formação Sambaíba, Cabeças, Piauí (LIMA, 1978).
UNIDADE IV
Essa unidade é caracterizada por um padrão de drenagem subdendrítico com
densidade baixa. Nessa zona as feições são geralmente aplainadas. O relevo é
moderadamente assimétrico. Esse tipo de relevo com essa drenagem mostra-se
bastante resistente aos agentes de intemperismo. A partir de análise feitas no Google
Earth, observou-se que a coloração do solo é avermelhada e associando isso com
outras características já citadas, pode se deduzir que a possível Formação é a Mosquito,
porém pode relaciona-las com as Formações Corda e Motuca.
UNIDADE V
Essa unidade é caracterizada pelas texturas de relevo de cotas mais
elevadas, podendo ser associadas ao relevo resistente a erosão, pode-se deduzir que
seja a Formações Piauí, Sambaíba, Cabeças (LIMA, 1978).
38
5 GEOLOGIA LOCAL
A área mapeada abrange 6km2, e está localizada próxima à cidade de
Babaçulândia seguindo pela TO-010 sentido Wanderlândia, na parte sudoeste da Bacia
do Parnaíba no estado do Tocantins. De acordo com levantamentos de dados em
campo, a partir da análise de litofácies, solo, vegetação e relevo, além de dados
estruturais e de drenagem, foram definidas três unidades geológicas. Sendo estas, a
formação Sambaíba do Mesotriássico, a referente aos derrames basálticos da formação
Mosquito do Eojurássico e outra caracterizada pelos sedimentos aluvionares do
Quaternário. Com isso, será possível demonstrar um modelo evolutivo para melhor
entender a área estudada.
5.1 Geomorfologia
Para efetuar este diagnóstico de geomorfologia fez-se necessário a descrição
das principais unidades geomorfológicas e suas características dinâmicas, caracterizar
os diversos padrões de relevo e os diferentes graus de suscetibilidade ao
desencadeamento de movimentos de massa e processos erosivos. A compartimentação
do modelado geomorfológico baseia-se na homogeneidade das formas de relevo e na
sua gênese comum, em relação aos fatores litoestruturais e climáticos, procurando-se
descrever as paisagens típicas da região estudada.
A região da área é evidenciada pela alta amplitude topográfica destas
elevações, marca a existência de um domínio geomorfológico em que predominam
encostas de alta declividade, escarpadas, com vales entalhados. Esta região apresenta
grande potencial erosivo, inclusive movimentos de massa. No entanto, devido o
ambiente não tão úmido típico das regiões tropicais, há predominância aí de quedas de
blocos por ação da gravidade. Acima das escarpas íngremes, a geomorfologia encontra-
se marcada pela presença de colinas amplas e suaves.
Com relação à atual dinâmica do relevo, vale ressaltar a influência das
variações climáticas ocorridas no Quaternário. Tais mudanças estão diretamente
relacionadas com a dinâmica atmosférica. Segundo Bigarella et al. (1965), os eventos
erosivos originados por estas alterações climáticas foram responsáveis pelo recuo lateral
39
das vertentes nos períodos mais secos e pelo entalhamento dos canais fluviais e
alterações químicas das rochas nos períodos mais úmidos.
A Geomorfologia da área de estudo é composta, primeiramente, por
compartimentações de relevo formadas por processos morfotectônicos. Tais processos
estão em associação a aspectos da geologia estrutural que tiveram morfologias
influenciadas por aspectos climáticos pretéritos e atuais da região. Combinação essa,
que resultou nas unidades geomorfológicas encontradas na área de mapeamento,
sendo, portanto, representada de três maneiras na subárea XI, como colinas, relevo
tabuliforme e superfícies aplainadas (figura11).
v Unidades Geomorfológicas:
Colinas: As colinas apresentam topo plano e declividades suaves, com cotas
que variam em 390 a 450 metros e compreende uma maior porcentagem da área
(~75%), sendo composto essencialmente por solo avermelhado derivado da
decomposição do basalto. Ocorrendo, por vezes, morrotes convexos suavizados e topo
levemente ondulado sustentado por lateritas roladas, na parte mais elevada do terreno
com cotas entre 435 e 465 metros, (figura 12 A e B). A vegetação nesse setor é
Figura11: Representação das unidades geomorfológicas da área mapeada, onde (A)
indica o relevo colinoso, (B) o relevo escarpado e (C) as superfícies aplainadas. Fonte:
Adaptado de Casseti (2006).
40
basicamente xerófita e de galeria, apresentando árvores com galhos retorcidos e
casquentos, um tanto longe umas das outras (figura 12 C e D).
Tabuleiros: Estas formas de relevo estão suportadas pelos basaltos
intemperizados da Formação Mosquito, além de subordinados arenitos silicificados e
lateritas, sobrepondo às sequências arenosas da Formação Sambaíba, os quais se
encontram com topos frequentemente aplainados separados por superfícies aplainadas,
evidenciando em suas escarpas as estratificações cruzadas de médio a grande porte
(figura 13) Como essa formação é tipicamente arenosa, a baixa porosidade e
permeabilidade dos sedimentos inibem a erosão superficial favorecendo assim a
formação de extensas mesas com escarpas íngremes e subverticalizadas, apresentando
cotas que variam de 270 a 375 metros de altura, favorecendo uma vegetação um pouco
mais densa e típica do cerrado e rasteira, além do solo de composição quartzosa e
coloração creme-claro a rosado (figura14).
Figura 12: Detalhe do morrote em A e B. Detalhe da vegetação xerófita em D e tronco casquento em C.
41
Superfícies aplainadas: São superfícies de erosão modeladas, em geral,
formadas por formas aplainadas, parcialmente conservadas, tendo perdido a
continuidade em consequência de mudança morfogenética; geralmente médio a muito
dissecadas e separadas por escarpas, apresentando padrão de drenagem dendrítica.
Resultam, nessas superfícies, formas de topo aplainado, textura lisa a ondulada, que
são recobertas frequentemente por material detrítico ou de alteração constituídas de
sedimentos quaternários (figura 15). Apresentando cotas que variam de 220 a 265
metros. E vegetação típica de cerrado e rasteira, com árvores de pequeno a médio porte
e casquentas; sobrepondo um solo quartzoso de coloração rosa-alaranjada advindo da
desestruturação dos arenitos da formação Sambaíba.
Figura 13: Detalhe do relevo tabuliforme.
Figura 14: Vegetação densa do relevo tabuliforme.
42
5.2 Litoestratigrafia e ambientes de sedimentação
A litoestratigrafia da subárea IX fora dividida em três unidades sedimentares,
a partir da análise e interpretação dos dados coletados nos treze pontos descritos
em campo, bem como a correlação com as áreas adjacentes, o que proporcionou a
confecção do mapa e o perfil geológico (figura 16) partir da localização dos pontos
(Figura 17), onde foram coletadas as informações preponderantes para a correlação
com a bibliografia da bacia do Parnaíba.
Figura 15: Detalhe das superfícies aplainadas.
43
Figura 16: Mapa e perfil geológico destacando as formações da área IX.
44
5.2.1 Unidade I
Essa unidade apresenta material arenoso friável de tonalidade creme claro de granulometria fina a média, moderadamente selecionado, bastante poroso, encontrados geralmente no sopé das escarpas (figura 18) e em contato com a formação Sambaíba (figura 19).
Figura 17: Mapa de localização dos pontos mapeados da área IX.
45
Figura 18: Ponto 09, GPS 0190667 9213712 Elevação 238 m, composto por material arenoso inconsolidado
Figura 19: Ponto 13, GPS 0189208 92131520 Elevação 238 m, composto por material arenoso inconsolidado no topo e na base arenitos rosado com estrutura do tipo tabular de baixo ângulo da formação Sambaíba.
Formação Sambaíba
Formação Sambaíba
Material inconsolidado
Material inconsolidado
46
Pode se concluir que o responsável pela deposição desses materiais soltos,
usualmente encontrados no sopé das escarpas e que foram transportados,
principalmente, pela ação da gravidade ou, simplesmente, material decomposto,
transportado por gravidade, ou seja, compreende como depósitos quaternário
coluvionar. Essa unidade corresponde a 5% da área estudada.
Entretanto nas margens das principais drenagens da área IX fora encontrado
materiais de característica subaquosa, possuindo matérias inconsolidados de
diversas origens misturados ao meio de raízes e folhas, sendo definido como
depósitos quaternário aluvionar (figura 20) correspondendo a 1% da área estudada.
Figura 20: Ponto 10, GPS 0190885 9213700 elevação 230 m no aluvião localizado na margem do rio, composto por matérias de diversas fontes.
47
5.2.2 Unidade II
Nessa unidade, foi encontrados arenitos de tonalidades rosa-esbranquiçado,
bem selecionado, de granulometria fina a média com estruturas sedimentares do
tipo estratificação cruzada e tabular de baixo ângulo de grande porte (figura 21).
Na porção sudeste da área foram encontrados arenitos de coloração
alaranjada a rosada, de granulometria fina a média, bem selecionados, com
estruturas sedimentares do tipo estratificação cruzada tabular de baixo angulo de
grande porte (figura 22).
Figura 21: Ponto 08, GPS 9213665 188448 elevação 344 m, afloramento artificial de beira de estrada composta por arenito com estratificação cruzada tabular de baixo ângulo.
48
Além desses arenitos foram encontrados blocos rolados de arenito de
coloração creme-alaranjado, bem selecionado, de granulometria de fina a média,
silicificado de diversas dimensões (figura 23).
Figura 22: Ponto 12, GPS 92131520 189208 elevação 295 m, afloramento artificial de beira de estrada composta por arenito com estratificação cruzada tabular de baixo ângulo.
49
Nas escarpas da área foram encontradas arenitos de coloração rosa-
avermelhado, bem selecionados, de granulometria fina a media, com estruturas do
tipo cruzada tabular de baixo ângulo (figura 24 e 25).
Figura 24: Escarpas com arenito com estratificação cruzada de grande porte de baixo ângulo.
Figura 23: Ponto 13, GPS 9213850 189189 elevação 330 m, afloramento com blocos rolados de arenito silicificado.
50
De acordo com o levantamento de campo e juntamente com a análise
bibliográfica, pode-se concluir que o ambiente sedimentar responsável pela
deposição contendo diversas feições típicas de sedimentos eólicos como as dunas
com estratificação cruzada de grande porte, caracterizam rochas de um sistema
desértico. Foi possível concluir que ocorreu uma mudança de direção do vento
através da análise de estruturas cruzadas de grande porte evidenciado pelo
truncamento dos sets, com contribuição fluvial. Sendo então definida como a
formação Sambaíba que corresponde a 24% da área estudada.
Figura 25: Ponto 13, GPS 9213850 189189 elevação 345 m, afloramento natural de escarpa com estratificação cruzada de baixo ângulo.
51
Figura 26: Ponto 01, GPS 9217718 185116 elevação 420 m, afloramento artificial de beira de estrada composto por arenito (A). Perfil de A. Ponto 2, GPS 9218252 185927 elevação 430 m, afloramento natural composto por arenito vermelho (B). Ponto 2.1 GPS 9218253 185937 elevação 430 m, afloramento natural composto por arenito vermelho e solo lateritico (C).
5.2.3 Unidade III
A porção noroeste da unidade é caracterizada por apresentar um arenito
maciço de coloração vermelho marte, bem selecionado, de granulometria de fino a
médio (figura 26 A e B). Foram encontrados na subárea solo amarelado laterítico,
maciço de granulação média a grossa bastante intemperizado em contato com o
arenito de coloração vermelho marte (figura 26 C) .
A
B C
52
Figura 27: Ponto 03, GPS 921898 140402 elevação 400 m, afloramento natural com basalto in situ (A). Figura 00: Ponto 04, GPS 9214919 190030 elevação 430 m, laterita (B).
Foi encontrado basalto in situ com esfoliação esferoidal, de coloração cinza
arroxeado (figura 27 A). Na porção leste foi encontrada laterita de coloração preta
avermelhada de granulometria fina a média (figura 27 B).
A B
Na porção centro oeste da subárea fora encontrado um contato do solo
avermelhado composto essencialmente por silte com o solo lateritico de coloração
amarelada mal selecionado de granulometria média a grossa, maciço e
intemperizado (figura 28).
Figura 28: Ponto 05, GPS 9216152 186044 elevação 433 m, afloramento natural de beira de estrada composto por siltito e laterita.
53
Na transição da formação Sambaíba para a formação Mosquito fora
encontrada uma discordância do solo avermelhado de composição arenítica com o
arenito bem selecionado e de granulometria fina, com coloração rosa esbranquiçado
apresentando estratificação cruzada de grande porte do tipo tabular de baixo ângulo
(figura 29).
Figura 29: Ponto 07, GPS 9213828 188294 elevação 374 m, afloramento natural de beira de estrada (A). Figura B: Zoom do contato do arenito rosa com o solo avermelhado. Figura C: Croqui de C. E perfil de (B).
54
De acordo com o levantamento de campo e juntamente com a análise
bibliográfica pode-se deduzir que essa unidade faz parte das rochas magmáticas
intrusivas e extrusivas de composição básica por apresentar intercalações de arenito
com basalto Aguiar (1971), basalto in situ esferoidal e solo avermelhado
característico de derrames basálticos, sendo portanto definida como formação
Mosquito que corresponde a cerca 70 % da área mapeada.
6 EVOLUÇÃO
A partir da análise das etapas iniciais e de campo, foi possível definir as
características da subárea IX, distinguir e individualiza-la em três unidades
geológicas: Formação Mosquito, Formação Sambaíba e depósitos quaternários.
Sendo que cada unidade apresenta idade e gênese distinta, logo a Formação
Sambaíba é atinente a supersequência sedimentar do Grupo Balsas na Bacia do
Parnaíba de idade Neocarbonífera-Mesotriássica. Sobreposta pela Formação
Mosquito de idade Jurássica.
Após vários processos pretéritos de evolução, desde a consolidação da
correspondente fração continental, que posteriormente passou por três estágios até
se tornar estável e denominar-se plataforma Sul-Americana, no Fanerozóico. Os três
estágios foram: estágio de Estabilidade, estágio de Ativação e estágio Moderno.
Para o entendimento do conjunto de mudanças evolutivas da área mapeada, é
necessária a compreensão dos dois primeiros estágios de estabilização da
Plataforma Sul-americana.
Com a consolidação do supercontinente Gondwana, durante o estágio de
Estabilidade ou ortoplataforma (Almeida 1967), ocorreu a formação de espessas
coberturas descontínuas e diácronas devido a calmaria tectônica. E consequente
formação das bacias paleozóicas no Brasil.
As bacias se formaram onde, antes do Ciclo Brasiliano aglutinar o Gondwana,
a crosta continental encontrava-se instável propícia a deformações, na qual sofria
vários rifteamentos. Estes por sua vez, propiciaram a deposição da sedimentação do
que veio a ser o embasamento das sinéclises. Várias orogenias no quadro mundial
provocaram a ingressão de mares epicontinentais sobre a plataforma, denominando
55
a fase talassocrática (Siluriano a Permiano), e assim depositando várias camadas
sedimentares sobre as sinéclises paleozoicas tornando-as diacrônicas.
Durante fase geocrática (Permo-Triássico a Jurássico), onde ocorreu a
ascenção do território brasileiro como um todo decido a aglutinação de massas para
a formação do Pangea, provocou uma calmaria tectônica e consequente não
ingressão marinha. A aglutinação de massas através de orogenias que deram
origem ao Pangea e o aquecimento devido a mudança no clima mundial, levaram o
território da plataforma a ser palco de grande processo de aridez que se estendeu
do Triássico ao Neocomiano. O que provocou uma megadesertificação, que foi um
evento de magnitude própria levando a gerar uma sedimentação de natureza
desértica sobre as bacias paleozóicas como a deposição da espessa camada
siliciclástica da Formação Sambaíba (Almeida.,op.cit).
O estágio de Ativação, assim chamado devido ao reavivamento tectônico, que
foi dividido em três rifteamentos sobre a plataforma brasileira, se iniciou ainda sobre
condições de aridez mundial como o primeiro rifteamento. Este ocorrera após a
quebra do pangea, e posterior início de rompimento do Gondwana, dando origem a
abertura do oceano Atlântico Norte no Neotriássico-Eocretáceo. No qual cedeu
caminho para derrames de lavas basálticas que pôde ser evidenciado na área
mapeada, apresentando característica básica. Compondo assim a Formação
Mosquito, na forma de soleiras, que extravasou entre o Neojurássico e o
Neocomiano sobre os sedimentos desérticos da Formação Sambaíba na Bacia do
Parnaíba.
A Formação Sambaíba apresenta características de ambientes desérticos,
ratificando seu modelo de deposição sobre a bacia do Parnaíba evidenciada na área
em estudo, como suas estratificações cruzada tabular e plano paralela de médio a
grande porte e seus sedimentos finos a médios, subarredondados a subangulosos,
de coloração avermelhados a rosados, além dos creme-claro, na sua maioria
encontrando-se bem selecionados. A área não pode ser confundida com as
características da Formação Motuca, devido esta ter evidências de ambiente
desértico com influência sazonal, composto por sedimentos pelíticos típicos de lagos
interdunas, formando certa ciclicidade entre camadas de sedimentos quartzosos e
foscos com os pelitos.
56
A estratigrafia da área, segundo a ordem cronológica dos eventos, mostra as
características da Formação Mosquito, pela presença de basalto in situ, de
coloração arroxeada com micropreenchimento das amígdalas por zeólitas, de
coloração esbranquiçada aparentemente parecida com o talco, com esfoliação
esfeiroidal.
Devido o derrame de lavas basálticas ocorrido num pulso magmático, e
terem sido colocado sobre as megas dunas eólicas da Formação Sambaíba,
permitiu com que o relevo da área fosse sustentado pelo mesmo, como pelos
arenitos silicificados, que são bastante resistentes a erosão, formando as grandes
mesas tabuliformes. Porém, algo permitiu que ocorresse um grande ravinamento
sobre a área expondo os arenitos na formação sotoposta, a qual foi se abrindo por
processos intempéricos. Esses processos aturam no quaternário, além do transporte
por gravidade, rios e vento, os quais levaram esses sedimentos arenosos de
coloração amarelada a rosada e bem selecionados, que forma desestabilizados das
formações sobrejacentes para uma área mais baixa, gerando um depósito
quaternário, levando a configuração final até então, da área mapeada (figura 30).
57
Figura 30: Modelo esquemático da evolução da subárea IX
58
7 CONCLUSÃO
A elaboração deste mapeamento implicou na realização de um mapa
geológico escala de 1:25.000 mostrando a distribuição das diferentes litologias e
idade na área, onde estes são distribuídos em formações cronologicamente distintas
dentro da bacia do Parnaíba. Além disso, foi possível estabelecer um modelo
evolutivo da área mostrando os eventos que proporcionaram a configuração da área
atual.
A conclusão deste relatório só foi possível devido a descrição e interpretação
de dados obtidos ao longo das três fases do Estágio de Campo I, onde se pôde
verificar a relação de idades entre as sequências deposicionais e agrupá-las em três
unidades litoestratigráficas, o que proporcionou a construção de um perfil geológico
da área. Essas unidades foram a Formação Mosquito, a Formação Sambaíba e
depósitos quaternários (aluvionar). Não foi possível a identificação de dados fósseis
e nem de recursos minerais na área de estudo.
Sendo assim, este trabalho como um todo, indubitavelmente, proporcionou
uma ampliação e consequente maneira de por em prática o conhecimento geológico
adquirido do curso até o presente momento. O estágio de Campo I, além de oferecer
uma exposição dos conhecimentos de sala de aula, oferece ao discente uma prática
para a vida profissional, de como agir em campo diante de situações difíceis e
inesperadas.
59
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