bacia do parnaíba - boletim de geociencias da petrobras

7/22/2019 Bacia do Parnaba - Boletim de geociencias da petrobras

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B. Geoci. Petrobras, Rio de Janeiro, v. 15, n. 2, p. 253-263, maio/nov. 2007 | 253

Bacia do Parnaba

Pekim Tenrio Vaz1, Nlio das Graas de Andrade da Mata Rezende2,

Joaquim Ribeiro Wanderley Filho3, Walter Antnio Silva Travassos3

Palavras-chave: Bacia do Parnaba lEstratigrafia lcarta estratigrfica

Keywords:Parnaba Basin lStratigraphy lstratigraphic chart

1

Unidade de Negcio de Explorao e Produo da Amaznia/Explorao/Sedimentologia e Estratigrafiae-mail: [email protected] Ex-funcionrio

3 Unidade de Negcio de Explorao e Produo da Amaznia/Explorao/Avaliao de Blocos e Interpretao Geolgica

introduoNos textos geolgicos mais antigos, a Ba-

cia do Parnaba identificada pelos nomes Bacia

do Maranho ou do Piau-Maranho. Ocupa uma

rea de cerca de 600 mil km2da poro noroeste

do Nordeste brasileiro e, no depocentro, a espessu-

ra total de suas rochas atinge cerca de 3.500 m.

Esta bacia foi, e continua sendo, objeto de estudossedimentolgicos, estratigrficos, geofsicos e de re-

cursos minerais e energticos. Geocientistas da Pe-

trobras, da Companhia de Recursos Minerais

(CPRM), do Departamento Nacional de Produo

Mineral (DNPM), de diversas universidades e em-

presas realizaram pesquisas bsicas e prospecesnessa bacia, e so muitos os trabalhos publicados,

tendo-se como referncias importantes as seguin-

tes: Lisboa (1914), Plummer (1948), Mesner e

Wooldridge (1964), Caputo (1984), Della Fvera

(1990) e Rodrigues (1995).

origemA Bacia do Parnaba desenvolveu-se sobre um

embasamento continental durante o Estdio de Es-

tabilizao da Plataforma Sul-Americana (Almeida


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254 | Bacia do Parnaba -Vazet al.

e Carneiro, 2004). Por correlao com os litotiposexistentes nas faixas de dobramentos, macios me-dianos e outras entidades complexas situadas nasbordas ou proximidades da Bacia do Parnaba se

deduz que o substrato dessa bacia constitudo derochas metamrficas, gneas e sedimentares, cujasidades abrangem um longo intervalo do Arqueanoao Ordoviciano; porm, possivelmente predominemrochas formadas entre o final do Proterozico e oincio do Paleozico, que corresponde ao tempo deconsolidao dessa plataforma. A origem ousubsidncia inicial da Bacia do Parnaba provavel-mente esteja ligada s deformaes e eventos tr-

micos fini- e ps-orognicos do Ciclo Brasiliano ouao Estdio de Transio da plataforma, utilizando-sea terminologia de Almeida e Carneiro (2004). Estru-turas grabenformes interpretadas (com base em da-dos de ssmica, gravimetria e magnetometria) nosubstrato da Bacia do Parnaba, segundo Oliveira eMohriak (2003), teriam controlado o depocentro ini-cial dessa bacia. Ademais, esses stios deposicionais,ou riftes precursores da Bacia do Parnaba, seriamcorrelacionveis ao Grben Jaibaras e tambm aoutros grbens, como, por exemplo, Jaguarapi,Cococi e So Julio, situados na Provncia Borborema,que foram gerados num sistema de riftes do final doProterozico-incio do Paleozico.

estruturas maioresOs Lineamentos Picos-Santa Ins, Maraj-

Parnaba e a Zona de Falha Transbrasiliana so as trsfeies morfo-estruturais mais notveis da bacia, sen-do essa ltima a mais proeminente, atravessando todasua poro nordeste e sul-sudeste. As mais significati-vas fraturas e falhas herdadas do embasamento fo-

ram importantes no somente na fase inicial da ba-cia, mas tambm em sua evoluo, pois controlaramas direes dos eixos deposicionais at o Eocarbonfero.Do Neocarbonfero at o Jurssico, os depocentrosdeslocaram-se para a parte central da bacia, a sedi-mentao passou a ter um padro concntrico e aforma externa da bacia tornou-se ovalada, tpica deuma sinclise interior. O Arco Ferrer-Urbano Santos,uma feio flexural positiva relacionada com a aber-tura, no Mesozico, do Oceano Atlntico Equatorial,define o limite norte da Bacia do Parnaba, onde orifteamento Atlntico quebrou a conexo ento exis-

tente dessa imensa sinclise com bacias anlogas que,atualmente, esto assentadas no noroeste da frica(Milani e Thomaz Filho, 2000). Acrescentando-se blo-cos falhados de pequenos rejeitos, assim como tam-

bm dobras e outras estruturas resultantes da intrusode corpos gneos mesozicos nas camadassedimentares, delineia-se o panorama estrutural fun-damental dessa bacia.

embasamento

Duas unidades sedimentares fazem parte doembasamento da Bacia do Parnaba:

a) Formao Riacho, conforme amostras depoos, composta de grauvacas, arcsios, siltitos,folhelhos vermelhos e ignimbritos. Esses depsitos ima-turos so considerados de idade proterozica mdia ousuperior, por correlao com coberturas plataformais

dos Cratons Amaznico e do So Francisco;b) Grupo Jaibaras, aflorante no leste-nordesteda bacia e que, em subsuperfcie, interpretado porcorrelao quelas reas, ocorre preenchendo ca-lhas grbenformes sugeridas por dados geofsicos eainda no amostradas por poos. Estima-se uma ida-de cambro-ordoviciana para esse pacote que, regis-tra, na rea em discusso, as atividades finais doCiclo Brasiliano (Oliveira e Mohriak, 2003). Conside-

rando-se que o Grupo Jaibaras (depsitos fluviais,aluviais, lacustres) provavelmente esteja ligado gnese da Bacia do Parnaba, foi decidido represent-lo na presente carta.

registro sedimentar

A sucesso de rochas sedimentares emagmticas da Bacia do Parnaba pode ser dispostaem cinco superseqncias: Siluriana, Mesodevoniana-Eocarbonfera, Neocarbonfera-Eotrissica, Jurssica eCretcea, que so delimitadas por discordncias quese estendem por toda a bacia ou abrangem regiesextensas. No contexto da Plataforma Sul-Americana,as trs primeiras seqncias situam-se no Estdio deEstabilizao e as discordncias que lhe dizem respei-to tm suas gneses em parte relacionadas sflutuaes dos elevados nveis eustticos dos mares


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epicontinentais do Eopaleozico. As transgresses pro-vieram do oceano adjacente margem ativa do su-doeste do Gondwana e de bacias do norte atual dafrica, inundadas pelo Oceano Tethys. As regresses

e discordncias erosivas teriam contribuies tambmde ascenses epirognicas, em resposta s orognesesocorridas na borda ativa do Gondwana adjacente plataforma. A forma ou configurao do registrosedimentar teve contribuio tambm da subsidnciacausada por estiramento litosfrico, sobrecarga repre-sentada pelos depsitos que nelas se acumulavam eoutros processos da dinmica continental. Assim sen-do, as ascenses eustticas s em parte respondem

pelas sucessivas inundaes do mar no Brasil duranteo Fanerozico (Almeida e Carneiro, 2004). Tendo emvista esses argumentos, julgamos imprescindvel evi-denciar na carta as orogneses que possivelmenteinfluram no registro sedimentar dessa bacia. Noobstante, mencionamos, a seguir, o trabalho deCaputo et al. (2006), no qual expondo argumentosque tratam das posies geogrficas dos principaiseventos orognicos mundiais como, por exemplo, a

Orognese Eo-herciniana (pensilvaniana), que atuouno sul da Europa, leste dos Estados Unidos e norte-nordeste da frica, e da preponderncia dos efeitosdas flutuaes do nvel do mar (pode variar dezenasa centenas de metros num intervalo de tempo relati-vamente mais curto) em se comparando com as ta-xas de subsidncia ou de movimentos ascendentesverificados no substrato dessa sinclise, tornam pa-tente seu ponto de vista. No orogneses, mas, sim,a eustasia foi o fator primordial no controle dos ciclostransgressivos-regressivos e, conseqentemente, dasdiscordncias que definem os limites das seqnciasda Bacia do Parnaba. O cerne desse pensamento sustentado tambm por Della Fvera (1990).

Seqncia Siluriana

Esta seqncia - um ciclo trangressivo-regres-sivo completo - est assentada sobre rochasproterozicas ou sobre depsitos cambrianos(ordovicianos?). Corresponde litoestratigraficamenteao Grupo Serra Grande. Em subsuperfcie, ocorre pra-ticamente em toda a extenso da bacia. Contudo,sua rea de afloramento consiste quase que exclusi-vamente de uma estreita faixa na extremidade leste

da bacia, bordejada por rochas do embasamento.Sua unidade mais antiga, a Formao Ipu, designaarenitos com seixos, conglomerados com matriz

areno-argilosa e mataces de quartzo ou quartzito earenitos de finos a grossos. Nos psamitos predomi-nam as cores brancas ou cinza/creme-claro, maciosou com estratificao cruzada. As rochas dessa uni-

dade foram depositadas numa grande variedade deambientes, de glacial proximal e glacio-fluvial, a le-ques ou frentes deltaicos (Caputo, 1984). A Forma-o Tiangu composta de folhelhos cinza-escuro,bioturbados, siderticos e carbonticos, de arenitoscinza-claro, fino a mdio, feldspticos e de intercala-es de siltitos e folhelhos cinza-escuros, bioturbadose micceos. A deposio se deu num ambiente deplataforma rasa (Ges e Feij, 1994). Seus contatos

com as camadas das formaes Ipu (sotoposta) e Jaics(sobreposta) so concordantes (Caputo, 1984). A For-mao Jaics constituda de arenitos cinza com to-nalidades claras, creme ou amarronzada, grossos, con-tendo seixos angulares a subangulares, mal selecio-nados, friveis, macios ou com estratificao cruza-da ou lenticular (Caputo, 1984), depositados em sis-temas fluviais entrelaados (Ges e Feij, 1994). AFormao Tiangu representa a superfcie de inun-

dao mxima, e as camadas Jaics, o intervalo re-gressivo dessa seqncia, cujas fcies indicam depo-sio por sistemas fluviais, deltaicos e plataformais,em ambientes continental, transicional e marinho raso(Ges e Feij, 1994). As idades das trs formaesdessa seqncia provm das dataes que constamde Grahn et al.(2005). Consoante esse trabalho naFormao Jaics, pode haver dois hiatos: um na S-rie Wenlock e outro na Pridoli.

Seqncia Mesodevoniana-

Eocarbonfera

As camadas dessa seqncia afloram nas re-gies leste e sudoeste da bacia. Em subsuperfcie, talqual a seqncia subjacente, est presente quase em

toda a rea abrangida pela bacia. Seus estratos fo-ram depositados discordantemente sobre a seqn-cia mais antiga. Quanto litoestratigrafia, compos-ta pelo Grupo Canind, que est dividido em quatroformaes, descritas a seguir na ordem de deposi-o. A Formao Itaim designa arenitos finos a m-dios com gros subarredondados, bem selecionadose com alta esfericidade. Na base dessa unidade ob-serva-se um maior nmero de intercalaes defolhelhos bioturbados. Ademais, nota-se umagranocrescncia ascendente (Della Fvera, 1990).Consoante Ges e Feij (1994), os sedimentos Itaim


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foram depositados em ambientes deltaicos e platafor-

mais, dominados por correntes induzidas por proces-

sos de mars e de tempestades. A Formao Pimen-

teiras consiste, principalmente, de folhelhos cinza-es-

curos a pretos, esverdeados, em parte bioturbados.So radioativos, ricos em matria orgnica e repre-

sentam a ingresso marinha mais importante da ba-

cia. Notam-se intercalaes de siltito e arenito, e a

sedimentao aconteceu num ambiente de platafor-

ma rasa dominada por tempestades. As feies grafo-

eltricas indicam ciclicidade deposicional, e uma mu-

dana de tendncia transgressiva para regressiva na

passagem gradacional para a Formao Cabeas, que

lhe sobreposta (Della Fvera, 1990). Na FormaoCabeas, o litotipo predominante consiste de arenitos

cinza-claros a brancos, mdios a grossos, com inter-

calaes delgadas de siltitos e folhelhos. Diamictitos

ocorrem eventualmente e com maior freqncia na

parte superior. Tilitos, pavimentos e seixos estriados

denotam um ambiente glacial ou periglacial (Caputo,

1984). Estratificao cruzada tabular ou sigmoidal pre-

domina, e tempestitos ocorrem na transio para a

Formao Pimenteiras (Della Fvera, 1990). Um am-

biente plataformal sob a influncia preponderante de

correntes desencadeadas por processos de mars

defendido por Ges e Feij (1994) como o mais im-

portante nessa unidade. Fcies flvio-estuarinas

tambm ocorrem. O litotipo da Formao Long

caracterizado por folhelhos cinza-escuros a pretos, em

parte arroxeados, homogneos ou bem laminados,

bioturbados. Em sua poro mdia comumente apre-

sentam um pacote de arenitos e siltitos cinza-claros a

esbranquiados, laminados (Lima e Leite, 1978). Um

ambiente plataformal dominado por tempestades foi

interpretado por Ges e Feij (1994) para essas ro-

chas. A denominao Formao Poti diz respeito a

uma sucesso de estratos que pode ser dividido em

duas pores, a inferior constituda de arenitos cinza-

esbranquiados, mdios, com lminas dispersas de

siltito cinza-claros, e a superior de arenitos cinza, l-minas de siltitos e folhelhos com eventuais nveis de

carvo (Lima e Leite, 1978). A deposio ocorreu em

deltas e plancies de mar, s vezes sob a influncia

de tempestades (Ges e Feij, 1994). O contato supe-

rior com a Formao Piau discordante, erosivo. As

idades das formaes dessa seqncia foram defi-

nidas com base no trabalho de Melo e Loboziak

(2003). A regresso que precedeu a sedimentao

Poti pode estar ligada ao aumento das capas degelo do Continente Gondwana. Aps a deposio

dessa formao, movimentos epirognicos ascen-

dentes e uma regresso de extenso global (Caputo,

1984), teriam conduzido eroso na bacia. Esses

fenmenos ocorreram provavelmente em resposta

Orognese Eo-herciniana.

Seqncia Neocarbonfera-

Eotrissica

Em superfcie, essa seqncia observada

principalmente nas regies centro-sul e parte das

regies oeste e leste-nordeste da bacia. Em subsu-

perfcie est presente numa extensa regio da ba-cia, e a eroso, muito mais que a no-deposio,

parece ser o fator mais importante na explicao de

sua ausncia em algumas das reas de borda dessa

sinclise. Concerne ao pacote sedimentar do Grupo

Balsas. Numa seo aproximadamente norte-sul,

controlada por poos, observa-se que h coincidn-

cia entre os depocentros dessa unidade e os das duas

seqncias mais antigas da bacia. Porm, numa se-

o oeste-leste, constata-se que o depocentro da

Seqncia Neocarbonfera-Eotrissica situa-se a oeste

daqueles das duas seqncias subjacentes. Suas qua-

tro formaes sero tratadas da mais antiga para a

mais nova. Lima e Leite (1978) dividiram a Forma-

o Piau em duas sucesses: a inferior, composta

de arenitos cor-de-rosa, mdios, macios ou com

estratificao cruzada de grande porte e intercala-

es de folhelho vermelho, e a superior, formada de

arenitos vermelhos, amarelos, finos a mdios, con-

tendo intercalaes de folhelhos vermelhos, calcrios

e finas camadas de slex. Siltitos e lentes

conglomerticas tambm ocorrem (Caputo, 1984).

Segundo Melo et al. (1998) essa unidade

pensilvaniana (no mais antiga que o Moscoviano).

Lima e Leite (1978) interpretaram um ambiente flu-

vial com contribuio elica e breves incurses mari-

nhas, num clima semi-rido a desrtico. A FormaoPedra de Fogo, de idade permiana (Dino et al. 2002),

caracterizada por uma considervel variedade de

rochas - slex, calcrio ooltico e pisoltico creme a

branco, eventualmente estromatoltico, intercalado

com arenito fino a mdio amarelado, folhelho cin-

zento, siltito, anidrita e, eventualmente, dolomito.

Depositados num ambiente marinho raso a litorneo

com plancies de sabkha, sob ocasional influncia

de tempestades (Ges e Feij, 1994). Ciclos deposi-cionais podem ser identificados na sucesso de ca-

madas desta unidade (Aguiar, 1971). Os contatos so


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concordantes com as Formaes Piau (subjacente)

e Motuca (sobrejacente). A Formao Motuca de-

nomina siltito vermelho e marrom, arenito branco

fino e mdio, subordinadamente folhelho, anidrita e

raros calcrios. Esses dois ltimos litotipos, segundoLima e Leite (1978), ocorrem sob a forma de lentes

delgadas nos pelitos, e o contato apresenta-se con-

cordante com a Formao Pedra de Fogo

(subjacente). De acordo com Ges e Feij (1994),

os sedimentos Motuca foram depositados num siste-

ma desrtico, com lagos associados. Sua idade

(Caputo, 1984) estende-se do Permiano terminal ao

incio do Eotrissico. Contudo, considerando-se a

datao da Formao Pedra de Fogo (Dino et al.2002), a sedimentao Motuca talvez tenha se pro-

longado at o final do Eotrissico. O termo Sambaba

foi utilizado pela primeira vez por Plummer (1948)

para designar arenitos que constituem mesetas ob-

servadas nas cercanias da cidade homnima. Lima

e Leite (1978) adotaram para a Formao Sambaba

uma seo tipo na qual suas camadas arenosas es-

to posicionadas sobre a Formao Motuca e

subjacentes aos basaltos. Os arenitos Sambaba so

vermelhos a cor-de-rosa, creme-claro/esbranquiado,

em geral finos a mdios, subangulosos a

subarredondados. As dunas com estratificao cru-

zada de grande porte, contendo diversas feies t-

picas de sedimentos elicos caracterizam rochas de

um sistema desrtico, com contribuio fluvial. Os

nveis do topo, quando silicificados, tornam-se re-

sistentes eroso e formam mesetas. Em algumas

reas, na poro superior notam-se disjunes

colunares prismticas, devido influncia trmica

do capeamento basltico (Lima e Leite, 1978). Se-

gundo esses mesmos autores, ...a norte de

Araguana, at o povoado de Estreito, observa-se

que os basaltos recobrem os psamitos Sambaba em

superfcie ondulada onde so observados j prxi-

mos a Estreito, que ocorrem em dois nveis de basalto

intercalados entre os arenitos Sambaba. Esse dadopermite inferir uma intercalao ou

contemporaneidade entre as camadas do topo da

Formao Sambaba e a poro mais inferior de

basaltos Mosquito. No obstante, essa possibilidade

no consta da carta proposta nesse trabalho, pois

julgamos que h necessidade de uma pesquisa de-

talhada para averiguar a identificao desses areni-

tos: eles pertencem realmente Formao Sambaba

ou a outra unidade mesozica? Lima e Leite (1978)inferem uma idade trissica mdia-superior para essa

unidade, que recobre discordantemente as Forma-

es Piau e Pedra de Fogo. A deposio dessa se-

qncia coincidiu com as mudanas ambientais e

tectnicas profundas na regio ocupada pela Bacia

do Parnaba, mares abertos com ampla circulao e

clima temperado, condies prevalecentes at en-to, passaram a ser restritos, rasos e o clima quente

e rido. Uma regresso de alcance mundial ocorrida

no final do Permiano-incio do Trissico (Caputo, 1984)

provavelmente seja a causa da progressiva

desertificao e a retirada definitiva do mar

epicontinental dessa bacia, que culminaram com o

estabelecimento do amplo deserto no qual foram

depositados os arenitos Sambaba.

Seqncia Jurssica

A seqncia est constituda somente pela For-

mao Pastos Bons, tendo em vista que a posio es-

tratigrfica da Formao Corda foi reinterpretada pelos

autores e passou a fazer parte da Seqncia Cretcea.

A subsidncia que culminou com essa deposio

jurssica teve como origem, ou causa fundamental, opeso das rochas bsicas Mosquito, que se somou ao da

carga sedimentar ento existente. O final dessa fase

sedimentar teria sido uma conseqncia das atividades

tectnicas concernentes abertura do Atlntico Equa-

torial. Na carta nota-se que a Formao Pastos Bons

sobrepe-se, parcialmente, Formao Mosquito em

consonncia com a interpretao ssmica, tendo em

vista que esse esquema estratigrfico no foi evidencia-

do em poos. Contudo, deve-se ressaltar que essa ba-

cia est relativamente pouco amostrada.

Os litotipos da Formao Pastos Bons podem

ser divididos em trs partes: na base predomina

arenito branco ou com tonalidades esverdeadas,

amareladas, fino a mdio, gros subarredondados e,

geralmente, apresentam estratificao paralela e ra-

ras lentes de calcrio. Na parte mdia da seo ocor-

rem siltito, folhelho/argilito cinza a verdes,comumente intercalados com arenito. A poro mais

superior formada de arenito vermelho/cor-de-rosa,

fino, gradando para siltito, contendo nveis de folhelho

(Caputo, 1984). De leste para oeste, a Formao

Pastos Bons jaz discordantemente sobre as Forma-

es paleozicas Poti, Piau, Pedra de Fogo e Motuca

(Lima e Leite, 1978). Com base no contedo fossilfero

(peixes, conchostrceos, ostracodes) atribui-se ida-

de jurssica mdia a superior Formao Pastos Bons,depositada em paleodepresses continentais,

lacustrinas, com alguma contribuio fluvial, em cli-


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ma semi-rido a rido. H dvidas acerca da posi-o estratigrfica da Formao Pastos Bons, por issosugere-se que estudos sejam realizados objetivandoreanalisar sua idade e seus contatos, em especial

aqueles com a Formao Sambaba e com as gneasMosquito e Sardinha.

Seqncia Cretcea

No Cretceo, os depocentros deslocaram-seda regio central para as proximidades do extremonorte e noroeste da bacia, como reflexo da abertura

do Atlntico. No caso dos depsitos marinhos, dife-rentemente das seqncias anteriores, as transgres-ses e regresses provieram desse oceano, ento noestgio inicial de seu desenvolvimento. Emafloramento, essa seqncia ocorre principalmentena poro noroeste-norte da bacia e sobrepe-se dis-cordantemente sobre as rochas das seqnciasJurssica e as mais antigas. constituda pelas se-guintes Formaes: Cod, Corda, Graja e Itapecuru.

O termo Formao Corda refere-se, essencial-mente, a arenitos vermelhos, castanho-avermelhados,muito finos/finos e mdios, seleo regular a boa,semifriveis a semicoesos, ricos em xidos de ferro ezelitas. Quando ocorrem sobrepostos a basaltos, abundante a presena de fragmentos dessa rochacomo arcabouo. Estratificaes cruzadas de grandeporte, climbings transladantes e ripples, fluxos degros e outras estruturas tpicas de dunas elicas socomuns nessa unidade. Estruturas cruzadas de baixongulo e cruzadas acanaladas tambm ocorrem.Desse conjunto de informaes deduz-se que essaunidade foi depositada num sistema desrtico. Umarelao de contemporaneidade entre os depsitosdas Formaes Corda, Graja e Cod proposta pelosautores desse texto e foi defendida anteriormentepor Rezende (2002). O contedo litolgico da For-

mao Graja pode ser representado pelas rochasaflorantes nas cercanias da cidade homnima - are-nitos creme-claro/esbranquiado, creme-amareladoou variegados, mdios/grossos, subangulosos/angu-losos, mal selecionados. Sendo comum a presenade seixos e de nveis conglomerticos. Eventualmenteobservam-se camadas de arenitos finos/muito finose de pelitos. Estruturas cruzadas acanaladas e mar-cas de carga so abundantes. Tambm no caso da

Formao Graja constata-se que quando existembasaltos subjacentes, estes fornecem material paraos corpos arenticos.

Na Formao Cod, folhelhos, calcrios, silti-tos, gipsita/anidrita e arenito so os principais litotipose so freqentes nveis de slex e estromatolito. NaMina do Chorado, nas cercanias de Graja, o relevo

crstico est refletido em inmeras dolinas, com des-locamentos de blocos. Os jazimentos de gipsita sorecobertos abruptamente por folhelho bege a cinza/preto esverdeado, revelando uma ampla inundao(transgresso) do mar/lago Cod. Rossetti et al.(2001b) declaram que as Formaes Graja e Cod,ambas do Neo-aptiano-Eo-albiano, foram depositadasem ambientes marinho raso, lacustre e flvio-deltaico.Interdigitao ou equivalncia cronoestratigrfica en-

tre essas duas formaes asseverada tambm porLima e Leite (1978).

Os estratos arenosos e pelticos da FormaoItapecuru, de idade Mesoalbiano-Neocretceo, se-gundo Rossetti et al. (2001b) correspondem a seisciclos deposicionais atribudos a sistemas de valesestuarinos incisos. Para esta unidade, na regio deAailndia, prepondera um sistema estuarino-lagunarepisodicamente atingido por ondas de grande esca-

la, no qual foram observados os seguintes ambien-tes: canal fluvial, laguna, canal de mar e litorneo.Os depsitos mostram uma natureza transgressiva, eo litotipo mais freqente formado de arenitosvariegados, finos, friveis, com estruturas diversas,como, por exemplo, estratificaes cruzadasswaley,hummocky, acanalada, tabular, mud couplets eescorregamento de massa. Pelitos e arenitosconglomerticos ocorrem, mas subordinadamente

(Anaisse Junior et al. 2001). A Formao Itapecururecobre discordantemente as Formaes Graja eCod, consoante Rossetti et al. (2001a).

Num contexto mais amplo, a gnese dos de-psitos das Formaes Graja, Cod e Itapecuru es-taria associada movimentao tectnica ou ao pro-cesso de separao dos continentes sul-americano eafricano no Cretceo. Em outras palavras, manifes-taria a histria do Oceano Atlntico nessa rea

(Rossetti et al. 2001a).

Rochas Magmticas

A ruptura do megacontinente Pangea estabe-leceu no Brasil um novo estdio tectnico, o da Ati-vao, que levaria abertura do Oceano Atlntico.Eventos distensionais, remobilizao de falhas anti-

gas, surgimento de fraturas e intenso magmatismobsico caracterizaram essa etapa mesozica na evo-luo da rea que, posteriormente, tornou-se o terri-


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trio brasileiro (Almeida e Carneiro, 2004; Zaln,2004). Nesse contexto tectnico, na Bacia do Par-naba acomodaram-se as gneas intrusivas (diques esoleiras) e extrusivas, de composio bsica, as quais

do ponto de vista estratigrfico foram divididas emduas unidades: Formao Mosquito e Formao Sar-dinha. Em subsuperfcie, os diques e soleiras estopresentes em maior quantidade na SeqnciaMesodevoniana-Eocarbonfera e ocorrem tambmna Seqncia Siluriana e so muito raros naNeocarbonfera-Eotrissica. Formao Mosquito foio termo proposto por Aguiar (1971) para identificarderrames baslticos com intercalaes de arenitos

que afloram no rio homnimo, ao sul da cidade deFortaleza dos Nogueiras (MA). Aguiar (1971) deno-minou Formao Sardinha a corpos de basalto, pre-to a roxo, mapeados entre as cidades de Fortalezados Nogueiras e Barra do Corda. A espessura mdiaem afloramento de 20 m e o nome da unidadehomenageia o local da primeira observao, a Al-deia do Sardinha.

O gelogo Digenes C. de Oliveira compilou 91

resultados de dataes (K-Ar, Ar-Ar) para essas rochas.Esses dados definem dois grupos de idades: o primeiro,contendo 44 resultados, assinala idades de 149,5 a 87Ma, e, o segundo, com 47 dados no intervalo 215 a150 Ma. O valor mdio das idades do primeiro grupo 124 Ma (Eocretceo), e a do segundo 178 Ma(Eojurssico). Segundo o mesmo Digenes de Oliveira,empreprintde trabalho a ser publicado, essas duasunidades so distintas no somente quanto idade,mas tambm no que diz respeito:

a) natureza qumica e isotpica (elementosmaiores, menores e diversas razes isotpicas);

b) forma de ocorrncia na superfcie Forma-o Sardinha: predominam grandes diques e peque-nas soleiras; Formao Mosquito: caracterizada porgrandes derrames e grandes soleiras;

c) localizao: Formao Mosquito: mais fre-

qente na poro oeste da bacia e a Formao Sar-dinha na poro leste. Alguns autores, por exemplo,Mizusaki e Thomaz Filho (2004) e Zaln (2004) de-fendem que a Formao Mosquito correlacionvelcom as soleiras de diabsio (Magmatismo Penate-caua) das bacias do Solimes e do Amazonas (ida-des de 210-201 Ma), e que as bsicas da FormaoSardinha seriam correlatas dos derrames da Forma-o Serra Geral (idades de 137 a 127 Ma) da Bacia

do Paran. Alm disso, o magmatismo Mosquito es-taria relacionado ao rifteamento do Atlntico Cen-tral, e o Sardinha ao do Atlntico Sul (Milani e

Thomaz Filho, 2000). Em subsuperfcie, segundo ainterpretao ssmica, h soleiras numa grande ex-tenso da bacia; porm, com base no conhecimentoatual no sabemos quais delas classificar como Mos-

quito ou Sardinha. Contudo, por correlao com asbacias do Solimes e Amazonas, predominam, pos-sivelmente, as gneas Mosquito (magmatismo Pena-tecaua). Essa incerteza impede que essas duas uni-dades sejam representadas na carta de forma maispujante na direo horizontal (rea de ocorrncia).

No consideramos na confeco da presentecarta estratigrfica, no obstante, mas julgamos im-portante acrescentar que, por intermdio de

sensoriamento remoto, levantamentos aerogeofsicose geofsica terrestres foram cartografados pipeskimberlticos na borda sul e no noroeste da Bacia doParnaba. Essas gneas teriam intrudido no Juro-Cretceo, segundo Castelo Branco et al. (2002).

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apndicea) Na redefinio da posio estratigrfica da

Formao Corda tivemos a consultoria do ProfessorAfonso Nogueira, da Universidade Federal do Ama-zonas (UFAM), tanto em um trabalho de campo quan-to na edio da Carta;

b) Sees-tipos e outras informaes referentes

a litologia ou evoluo da Bacia do Parnaba podemser consultadas no artigo de Ges e Feij (1994);c) Os marcos estratigrficos provm da obra

de Della Fvera (1990).


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CAM

BR

IAN

O

BACIA DO PARNABA

65

SE

RRA

GRANDE

CANIND

BALSAS

193

77

724

120

340

240

280

440

220

380

200

260320

320

350

266

FLUVIALALUVIAL

LACUSTRE

GLCIO-FLUVIALLEQUE DELTAICO

PLAT. RASA

FLUVIALENTRELAADO

PLATAFORMADOM. TEMPESTADE

PLATAFORMADOM. TEMPESTADE

PLATAFORMA DOM.MARS,

FLVIO-ESTUARINO,PERIGLACIAL

DELTAS E PLAN. DE

MARS-TEMPESTADE

FLUVIAL DESRTICOLITORNEO

DES RTICO / LACUSTRE

DESRTICO

FLVIO-LACUSTRE

EXTRUSIVASE INTRUSIVAS

ESTUARINO-LAGUNAR

PLAT. RASALITORNEO

TEMPESTADESSABKHA

DELTA-MARS-TEMPESTADES

PIMENTEIRAS

JAICS

TIANGU

JAIBARAS

ITAIM

MOSQUITO

PASTOS BONS

PIAU

PEDRA

DE

FOGO

MOTUCA

SAMBABA

LONG

POTI

CABEAS

SARDINHA

ITAPECURUAL B I A N O

AP T I A N O

M

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S

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Z

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C

O

C E N O M A N I A N O

B A R R E M I A N O

H A U T E R I V I A N O

V A L A N G I A N O

B E R R I A S I AN O

G Z H E LI A N O

KASIMOVIANOM O S C O V I A N O

B A S H K I R I AN O

C A M P A N I A N O

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S A N D B I A N O

K A T I AN O

L O C H K O V I A N O

P R A G U I A N O

E M S I AN O

E I F E L I A N O

G I V E T I A N O

F R A S N I A N O

F A M E N I A N O

T O U R N A I S I A N O

V I S E A N O

WENLOCK

500

450

350

400

300

250

200

150

100

T E L Y C H I A N O

R H A E T I A N O

N O R I A N O

C A R N I A N O

L AD I N I A N O

I N D U A N OOLENEKIANO

A N I S I A N O

S I N E M U R I A N O

T O A R C I A N O

S A K M A R I A N O

AR T I N S K I A N O

C A P I T A N I A N O

SANTONIANO

TURONIANO

HETTANGIANO

T I T H O N I A N O

O X F O R D I A N O

CALLOVIANO

BATHONIANOBAJOCIANO

AALENIANO

E M B A S A M E N T O

D A R R I W I L I A N O

D A P I N G I A N O

CONT.

MARINHO

/CONTINENTAL

C

C/M

C/M

MaPOCA IDADE NA

TUREZADA

SEDIMENTAO

DISCORDNCIASAMBIENTE

DEPOSICIONALGEOCRONOLOGIA

FORMAO MEMBRO

LITOESTRATIGRAFIA

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MESO

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MESO

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bacia do parnaíba - boletim de geociencias da petrobras

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