universidade federal do rio grande do norte departamento de geologia … · 2020. 1. 5. · centro...

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE

CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA – CURSO DE GEOLOGIA

RELATÓRIO DE GRADUAÇÃO

PETROGRAFIA DA SEQUÊNCIA SEDIMENTAR DA ILHA SUDESTE DO

ARQUIPÉLAGO DE SÃO PEDRO E SÃO PAULO, ATLÂNTICO EQUATORIAL

MATHEUS MICHAEL KANN

NATAL – RN

2019



ARQUIPÉLAGO DE SÃO PEDRO E SÃO PAULO, ATLÂNTICO EQUATORIAL

Relatório de Graduação

apresentado em 13 de dezembro de

2019 como parte dos requisitos para

obtenção do grau de geólogo pela

Universidade Federal do Rio Grande do

Norte

ORIENTADOR:

PROF. DR. THOMAS FERREIRA DA COSTA CAMPOS – (DG-CCET/UFRN)

NATAL – RN

2019

TERMO DE APROVAÇÃO



ARQUÍPELAGO DE SÃO PEDRO E SÃO PAULO, ATLÂNTICO EQUATORIAL

BANCA EXAMINADORA

1º Examinador (a): Prof. Dr. Thomas Ferreira da Costa Campos (DG-CCET/UFRN)

ORIENTADOR

2º Examinador (a): Prof. Dr. Heitor Neves Maia (DG-CCET/UFRN)

CONVIDADO INTERNO

3º Examinador (a): Pós-Dr. André Giskard Aquino da Silva (PPGG/UFRN)

CONVIDADO EXTERNO

Natal, 13 de dezembro de 2019.

À todos privados de sentir a felicidade de realização semelhante.

À minha mãe por estar realizando um sonho também dela.

i

AGRADECIMENTO

A gratidão nos faz seres melhores, nos eleva. Encontrar dentro de si motivos pra ser grato não

deve nunca ser um exercício difícil, pelo contrário deve ser natural. Por isso, sou muito grato a

tudo e todos que participam de minha vida, na certeza de que nada acontece em vão e que direta

ou indiretamente contribuíram para este momento.

Ao ser divino pela privilegio da vida.

À toda a minha família pela força e torcida, especialmente a minha mãe Marise e minha tia-avó

Mércia. Sei que vocês estão no grupo de maiores realizados e são tão agradecidas quanto eu.

De maneira particular, vocês foram incentivo para que isso acontecesse.

À todos os meus amigos, especialmente os amigos-irmãos do G7, um presente da vida e que

são fonte de muita inspiração.

À meu baby Marcella Samyla por tornar a reta final dessa produção menos desgastante, por não

poupar esforços para me dar forças em momentos de desânimos e por compartilhar comigo

momentos especiais.

Aos amigos e colegas da Yamana Gold que tanto me incentivaram a encarar essa nova

empreitada em conclusão, especialmente Tupã, Tiago Elói, Marciliano, Kaká, Marcola, todas

as ‘mães’ que ganhei pelos projetos de exploração por onde passei.

À turma de Geologia de 2013 (Geoconhecedores) que com sua heterogeneidade tanto ensinou

sobre lidar com diferenças. Especialmente para Kaio pela parceria de ter me suportado e

compartilhado todos os trabalhos em grupo possíveis. Mega e Cícero completam essa lista que

tem agradecimento especial. Um grande destaque para as minhas irmãs Carla Giga e Marceonila

por toda brodagem que proporcionou aprendizados e amadurecimentos.

Ao meu orientado professor Thomas Campos pelos conselhos, liberdade para o aprendizado e

disposição em encarar um desafio de tema fora da zona de conforto; e principalmente por abrir

caminho para realização de um sonho: conhecer o arquipélago de São Pedro e São Paulo.

À Secretaria da Comissão Interministerial para os Recursos do Mar – SECRIM, especialmente

a Dona Gui, e a tripulação do Transmar III e Transmar II pelo apoio logístico. As colegas de

expedição que compartilharam da realização de conhecer o ASPSP: Debora, Camila.

ii

Aos professores do Departamento de Geologia, especialmente Marcela e Narendra pelo último

apoio durante o desenvolvimento dessa monografia. Fred que inspira a partir de ações e que

mesmo nunca tempo o prazer de tê-lo como professor na sala de aula, sempre esteve disponível.

Galindo por apresentar um lado humano de professor. Marcos por ser um incentivador.

Aos funcionários do Departamento de Geologia, especialmente Nilda, por tanta disposição para

ajudar.

Ao Laboratório de Geoprocessamento – GEOPRO pelo convívio e aprendizado, além das

amizades e oportunidade.

Ao Centro Acadêmico de Geologia – CAGERN pela oportunidade de exercitar uma

representatividade em prol do bem coletivo e todos os amigos e colegas que esse início de

jornada geológica me deu.

À todos os Geólogos e Geólogas da irmandade que foram inspiração para a semente do desejo

pela GEOLOGIA fosse germinada.

À Terra que nos intriga a querer entendê-la cada vez mais, nos levando a conhecer as suas

belezas mais singelas e também as mais grandiosas.

À Luiz Inácio Lula da Silva por toda a sua luta por igualdade de oportunidade para todos os

brasileiros, especialmente na Educação, que abriu portas para que muitos sonhos como esse

meu se realizassem. Gratidão especial! Nada é por acaso.

iii

RESUMO

O arquipélago de São Pedro e São Paulo é caracterizado como um conjunto de ilhas e rochedos

situados no Oceano Atlântico Equatorial, representando o topo de uma elevação morfológica

submarina de 90 km de comprimento, 25 km de largura e 3.800 m de altura, composta de rochas

peridotíticas de origem mantélica, denominada Cadeia Peridotítica de São Pedro e São Paulo

ou Cordilheira Atobá. Sobre o embasamento de composição peridotítica existe uma cobertura

sedimentar pouco expressiva, com espessura relativamente delgada e sem continuidade. É

possível a individualização de três grupos de rochas principais depositado em condições

particulares, são eles: preenchimentos carbonáticos em fraturas, conglomerados preenchendo

marmitas e uma sequência sedimentar formando uma bancada, limitada a Ilha Sudeste, com

espessura que chega até 6 metros. A presente pesquisa teve como alvo o estudo diagenético

dessa sequência sedimentar aflorante na Ilha Sudeste que são formadas essencialmente por

sedimentos clásticos proveniente do substrato rochoso e fósseis, com características de

beachrocks. Foram confeccionadas 11 lâminas delgadas representativas do perfil aflorante,

dando subsídios para a reafirmação da existência de duas unidades: Atobá e Viuvinha. A

unidade basal é a Atobá: tem um arcabouço composto essencialmente por sedimentos

litoclásticas, conglomerático, mal selecionamento e baixa porosidade e granodecrescência

ascendente, apresentando seixos mais arredondados na base e aumentando em angulosidade

para o topo. A unidade Viuvinha é formada por rochas de composição híbrida litoclástico-

carbonálico em uma mistura composicional e de estrato. São individualizadas duas litofácies

principais na composição da unidade, uma essencialmente carbonática, mal selecionada e com

elevada porosidade e uma outra litofácies de granulometria areia média e moderado

selecionamento, apresentando contribuição de material carbonático na composição do

arcabouço. Podem ocorrer também blocos do embasamento em todas as litofácies, resultado da

atividade sísmica ativa na região que provoca a erosão nas escarpas da ilha. A cimentação é

formada exclusivamente por calcita magnesiana e argonita, nas morfologias principais

microcristalina, franja, botroidal e cutícula cripto-cristalina e preenchem quase todos os espaços

porosos da rocha com uma cimentação característica da zona marinha freática ativa. O estudo

constatou que embora as rochas estudadas apresentem características presentes também em

beachrocks, elas não podem ser descritas como” verdadeiros beachrocks”.

Palavras-chave: Arquipélago de São Pedro e São Paulo; rocha sedimentar híbrida; beachrock;

diagênese marinha; cimento carbonático.

iv

ABSTRACT

The St. Peter and St. Paul archipelago is characterized as a set of islands and islets situated in

the Equatorial Atlantic Ocean, representing the top of a ridge, with 90 km long, 25 km wide

and 3,800 m high, composed of peridotitic rocks of mantle origin, called the Peridotitic Ridge

of St. Peter and St. Paul or Atobá Ridge. Over the basement of peridotitic composition there is

a sedimentary cover of a low expressivity, relatively thin and without continuity. It is possible

to individualize three groups of main rocks deposited under particular conditions: carbonate

fillings in fractures, conglomerates filling Plunge pool and a sedimentary sequence forming a

bench, limited to the Southeast Island, with a thickness that reaches up to 6 meters. The present

research aimed at the diagenetic study of this outcropping sedimentary sequence in the

Southeast Island, which is essentially formed by clastic sediments from the rocky substrate and

fossils, with beachrocks characteristics. Eleven thin section were made, representing the

outcrop profile, providing support for the reaffirmation of the existence of two sedimentary

units: Atobá and Viuvinhas. The basal unit is called Atobá: it has a framework composed

essentially of lithoclastic, conglomeratic sediments, showed poor selection and low porosity

and ascending granodescence, with more rounded pebbles at the base and increasing in

angularity to the top. The Viuvinhas unit is formed by rocks of lithoclastic-carbonic hybrid

composition in a composite and stratum mixture. Two main lithofacies in the composition of

the unit are individualized, one essentially carbonate, poorly selected and with high porosity,

and another lithofacies of medium and moderate granulometry selection, presenting

contribution of carbonate material in the composition of the framework. Basement blocks may

also occur in all lithofacies, resulting from the active seismic activity in the region that causes

erosion in the cliffs of the islet. The cementation is formed exclusively by magnesian calcite

and aragonite, in the main morphologies microcrystalline, fringe, botroidal and crypto-

crystalline cuticle and fill almost all porous spaces of the rock with a characteristic cementation

of the active phreatic marine zone. The study found that although the rocks studied have

characteristics also present in beachrocks, they cannot be described as "true beachrocks".

Keywords: St. Peter and St. Paul archipelago, sediments hybrid siliciclastic-carbonate;

beachrock; marine diagenesis, carbonate cement

v

LISTA DE FIGURAS

Figura 1 – Mapa de localização do ASPSP, Atlântico Equatorial. Modificado a partir de Ridge Multibeam

Synthesis (http://ocean-ridge.ldeo.columbia.edu/ acessado em 25/04/2019). ____________________________ 13

Figura 2 – Destaque para a zona de fatura São Paulo e localização do ASPSP. Modificado a partir de Ridge

Multibeam Synthesis (http://ocean-ridge.ldeo.columbia.edu/ acessado em 25/04/2019). __________________ 13

Figura 3 – Mapa do ASPSP com detalhes das ilhas e rochedos que o compõe. A: Ilha Belmonte e Ilha Sudeste;

B:Ilha Nordeste, Ilha Cabral e Rochedo Beagle; C: Ilha Sul, Rochedo Coutinho e Rochedo Erebus. Imagens das

figuras A, B e C são de Drones (em 2018) e imagem principal: imagem de satélite QuickBird de 2003 (compilação

de Campos et al., submetido). _________________________________________________________________ 14

Figura 4 – Modelo utilizado para sintetizar as descrições petrográficas das seções delgadas, abordando aspectos

composicionais, texturais e classificatório. ______________________________________________________ 17

Figura 5 – Principais ambientes diagenéticos descritos por Longman (1980). __________________________ 26

Figura 6 – Processos e produtos das zonas freática marinha, vadosa meteórica e freática meteórica (Longman,

1980). ____________________________________________________________________________________ 28

Figura 7 – Distribuição das principais ocorrências de beachroks no mundo. As áreas vermelhas correspondem

aos locais com estudos dedicados a essas rochas. Fonte: Vousdoukas et al. (2007). ______________________ 31

Figura 8 – Escala de mistura litoclástica-carbonática. (A) Mistura composicional em escala pontual. Esse tipo de

mistura ocorre quando frações litocláticas e carbonáticas são acumuladas contemporaneamente: em espaço e

tempo. (B) Mistura de estratos em escala de litofacies. (C) Mistura de estratos em escala estratigráfica. Mistura

de estratos ocorre quando duas frações heterolíticas são organizadas em diferentes camadas Chiarella at al.,

(2017). ___________________________________________________________________________________ 34

Figura 9 – Modelo conceitual dos diferentes tipos de processos de misturas de sedimentos híbridos (Mount, 1984).

Mistura pontual resulta em mistura de estratos; mistura de fáceis pode resultar tanto em mistura em camada de

mistura composicional ou mistura composicional estratigráfica. Mistura in situ resulta em mistura composicional

(escala pontual) Chiarella at al., (2017). ________________________________________________________ 37

Figura 10 – Visualização da morfologia abissal em torno do ASPSP, confeccionada com base na batimetria

predita (UCSD-SIO, 2009). A escala vertical é exagerada em 12 vezes da escala horizontal. ______________ 38

Figura 11 – Perfil com compilação de mergulhos profundos pelo submersível Nautile, segundo Hekinian et al.39

Figura 12 - Mapa geológico da região emersa do ASPSP (Campos et al., 2010). ________________________ 39

Figura 13 – Evolução tectônica de uma zona de espalhamento amagmático com a exumação do manto e formação

de megamullion. Modificado de Tucholke et al. (1998). ____________________________________________ 41

Figura 14 – Ilustração esquemática para a gênese tectônica de cadeia de transpressão (pressure-ridge) e bacia

de distensão (pull-apart basin). ________________________________________________________________ 42

Figura 15 – Mapa geológico da sequência sedimentar da Ilha Sudeste, ASPSP. A- Unidade Atobá; B: Unidade

Viuvinha. (CAMPOS et al., 2002; 2003). ________________________________________________________ 44

Figura 16 - Perfil AA’ (A) e BB’ (B) da sequência sedimentar da Ilha Sudeste, arquipélago São Pedro e São Paulo

identificado no mapa geológico da Figura 15 (CAMPOS et al., 2002, 2003). ___________________________ 45

vi

Figura 17 - A) Perfil principal da sequência sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP. B) Detalhe da base da Unidade

Atobá (A1) com seixos arredondados e angulosos, discordância sobre o embasamento. C) Estratificação cruzada

na unidade A2 e discordância angular com a Unidade Viuvinha, marcada por paleonível. ________________ 47

Figura 18 – A) Topo do perfil da Unidade Viuvinha. B) Detalhe da fácies carbonática (V1) com macrofósseis

bivalves e litoclástos. C) Detalhe do arenito avermelhado e bem selecionado da fácies V2. D) Aspecto de

composição mista siliciclástica-carbonática com mistura composicional e de fácies na Unidade Viuvinha. E)

Blocos do embasamento compondo o perfil sedimentar da Unidade Viuvinha. __________________________ 48

Figura 19 – Fotomicrografias da Unidade Atobá representativas do arcabouço das rochas. A, B, C e D)

Variedades granulométricas na composição do arcabouço das rochas. E, F G) Bioclastos não identificados

compondo arcabouço juntamente com litoclástos. H) Detalhe de litoclásto fraturado e preenchido por

microbrecha. ______________________________________________________________________________ 51

Figura 20 – Fotomicrografias da Unidade Atobá representando as morfologias do cimento (A-E) e porosidades

(F-H). A) Seta vermelha indicando cristais fibrosos de calcita magnesiana na parede de litoclásto; seta preta

indica cutícula cripto-cristalina ao redor de grão. B) Seta vermelha indicando preenchimento de espaço vazio

intergranular por cimento microcristalino. C) Seta vermelha indicando grão completamente micritizado; seta

preta indicando grandes cristais fibrosos sobre cristais aciculares. D) Seta vermelha indicando cristais bem

desenvolvidos de cimento botroidais com franjas formando contato poligonal. E) Seta vermelha indicando cimento

microcristalino. F e H) Seta vermelha indicando presença de porosidade intregranular em grão de milonito,

especialmente na alterada. G) Seta vermelha indicando porosidade intercristalina bem desenvolvida. _______ 52

Figura 21 – A) Fotomicrografias de aspecto geral da unidade Viuvinha representando um arcabouço composto

por litoclástos e bioclasto. B) Seta vermelha indicando fragmento de alga vermelha; L - litoclásto. C) b – bivalve

e L – litoclásto arredondado e esférico. D) Seta vermelha indicando foraminífero (gênero textularina); L -

litoclásto. E, F) L – litoclastos moderadamente arredondados. G) b – fragmento de brachiopoda. H) Fragmento

de fóssil com bordas micritizadas (polarizadores cruzados). ________________________________________ 55

Figura 22 – Fotomicrografias de aspectos da porosidade que compõe a Unidade Viuvinha. A, B) Seta vermelha

indicando porosidade intercristalina. C) Seta vermelha indicando porosidade móldica. D) Seta vermelha

indicando porosidade intergranular. ___________________________________________________________ 56

Figura 23 – Fotomicrografias representativas das morfologias de cimento que compõe a Unidade Viuvinha. A –

D: fácies V1 e E – H: fácies V2. A) Colônia de briozoários com porosidade intraclásto e crescimento de cimento

em franja dentro dos poros. B) Seta vermelha indicando desenvolvimento de cimento em franja em direção ao

interior dos poros sobre formas microcristalinas que cobrem fragmento de alga vermelha. C) Seta vermelha

indicando micrita infiltrante preenchendo espaço intragranular de bioclasto englobando microclástos. D) Seta

Vermelha indicando franja prismática bem desenvolvida contornando litoclásto e preservando porosidade

intercristalina. E) Foraminífero planctônico (gênero miliolina) com desenvolvimento de cristais de cimento

fibrosos. F, G) Seta vermelha indicando preenchimento de espaço intergranular com cimento microcristalinho.

H) Seta vermelha indicando cimento microcristalino e agulhas no interior de bioclasto. __________________ 57

Figura 24 – Quadro resumo dos processos diagenéticos atuantes na formação das rochas da sequência sedimentar

da Ilha Sudeste do ASPSP. ___________________________________________________________________ 60

vii

LISTA DE TABELAS

Tabela 1 – Referencias utilizadas como base das descrições micropetrográficas. ............................................... 16

Tabela 2 – Análise quantitativa das microfácies da sequência sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP. Valores em

%. .......................................................................................................................................................................... 49

viii

SUMÁRIO

AGRADECIMENTO ________________________________________________________________ i

RESUMO ________________________________________________________________________ iii

ABSTRACT ______________________________________________________________________ iv

LISTA DE FIGURAS ______________________________________________________________ v

LISTA DE TABELAS _____________________________________________________________ vii

SUMÁRIO ______________________________________________________________________ viii

1. INTRODUÇÃO _____________________________________________________________ 10

1.1. Apresentação ____________________________________________________________ 10

1.2. Justificativa _____________________________________________________________ 11

1.3. Objetivos _______________________________________________________________ 11

1.4. Localização _____________________________________________________________ 12

2. MATERIAIS E MÉTODOS ___________________________________________________ 14

2.1. Consulta bibliográfica _____________________________________________________ 14

2.2. Trabalho de Campo _______________________________________________________ 15

2.3. Petrografia ______________________________________________________________ 15

2.3.1. Descrição Microscópica ________________________________________________ 16

3. REFERENCIAL TEÓRICO ___________________________________________________ 24

3.1. Diagênese de rochas sedimentares em ambiente marinho __________________________ 24

3.2. Precipitação e química dos carbonatos _________________________________________ 28

3.3. Beachrock _______________________________________________________________ 30

3.3.1. Características Gerais _____________________________________________________ 31

3.4. Rochas Híbridas __________________________________________________________ 32

3.4.1. Definição ______________________________________________________________ 32

3.4.2. Classificação____________________________________________________________ 33

3.4.3. Processos de mistura _____________________________________________________ 36

4. CONTEXTO GEOLÓGICO DO ARQUIPÉLAGO DE SÃO PEDRO E SÃO PAULO __ 37

4.1. Geologia Regional ________________________________________________________ 37

4.2. Megamullion ____________________________________________________________ 40

4.3. Formação São Pedro e São Paulo _____________________________________________ 42

5. RESULTADO E DISCUSSÃO _________________________________________________ 46

5.1. Aspectos de Campo _______________________________________________________ 46

5.2. Descrição micropetrográficas ________________________________________________ 49

5.3. Diagênese _______________________________________________________________ 58

ix

6. CONCLUSÃO ______________________________________________________________ 61

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS _______________________________________________ 63

10 Petrografia da sequência sedimentar da Ilha Sudeste do arquipélago São Pedro e São Paulo,

Atlântico Equatorial – KANN, M. M (2019)

1. INTRODUÇÃO

1.1. Apresentação

Este relatório representa a síntese da pesquisa da disciplina Trabalho de Conclusão de

Curso (GEO0421) realizada em uma sequência de rochas sedimentares aflorantes no

Arquipélago de São Pedro e São Paulo (ASPSP), Atlântico Equatorial Norte (0o55'02"N,

29o20'42"W), próximo à dorsal Meso-Atlâtica, situada a cerca de 100 km ao Norte do Equador

terrestre e é constituída por um pacote de rochas sedimentares clásticas e carbonática, cimentada

por carbonato de cálcio, cujos sedimentos são originários do leito rochoso e da atividade

biogênica. Além disso, observa-se a ocorrência de fácies extremamente fossilífera, com

conteúdo fóssil representado por uma variedade de algas calcárias e invertebrados fósseis,

moluscos diversos representantes de crustáceos, foraminíferos planctônicos, radiolários,

nanofósseis calcários e briozoários. Nesse contexto, foram estudados aspectos digenéticos da

sequência sedimentar sugerida por Campos et al. (2002, 2003, 2009) e Virgens Neto (2006)

como sendo a Formação São Pedro e São Paulo, uma unidade de idade Pleistocênica, de acordo

com datações 14C em fósseis do topo da sequência (VIRGENS NETO, 2006).

O ASPSP consiste em um conjunto rochoso com área de aproximadamente 17.000 m²,

composto por seis pequenas ilhas e quatro pontais rochosos, distribuídos ao longo da região de

estudo e abrangendo a porção emersa de uma estrutura submarina, designada de “Cordilheira

Atoba” por Maia et al. (2016). Litologicamente, Campos et al. (2002, 2003, 2005) descrevem

peridotítos serpentinizados ou não e milonitos kaesurtíticos como rochas predominantes. Além

destas, Joaquim Neto (2006) e Campos et al. (2009) descrevem a existência de uma cobertura

de rochas sedimentares com pouca expressividade e continuidade que foram formadas a partir

de sedimentos preenchendo fraturas, cavidades e depressões, que incluem as rochas atribuídas

a sequência sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP.

O trabalho contou com a orientação dos professores Thomas Ferreira da Costa Campos

e colaboração dos professores Narendra Kumar Srivastava e Marcela Marques Vieira, bem

como o apoio financeiro do Departamento de Geologia (DGeo/UFRN) e logístico da Marinha

do Brasil a partir do Programa Arquipélago de São Pedro e São Paulo (PRO-ARQUIPÉLAGO),

sob coordenação da Secretaria da Comissão Interministerial para os Recursos do Mar

(SECIRM) e do Programa Arquipélago e Ilhas Oceânicas do CNPq.



1.2. Justificativa

Devido as condições inóspitas em que as ilhas do ASPSP estão inseridas e por estar a

uma distância aproximadamente 1010 km do Cabo do Calcanhar/RN, os estudos brasileiros

somente tiveram início a partir de junho de 1998 com a criação do Programa Arquipélago de

São Pedro e São Paulo (PROARQUIPÉLAGO), sob a coordenação da Secretaria da Comissão

Interministerial para os Recursos do Mar (SECIRM, 2009).

A grande maioria dos trabalhos científicos desenvolvidos no ASPSP envolvendo temas

da geologia tiveram como alvo as rochas peridotíticas e a geotectônica envolvida com a

colocação do corpo e das condições geológicas atuantes, ficando as rochas sedimentastes em

situação secundária. Devido a isso, o presente trabalho se propõe a suprir a lacuna de

conhecimento referente à sequência sedimentar designada pela primeira vez por Campos (2002)

como Formação São Pedro e São Paulo no XLI Congresso Brasileiro de Geologia (João Pessoa,

2002), com ênfase nos aspectos petrográfico e diagenéticos.

Embora as rochas sedimentares representem apenas aproximadamente 5% do volume

da Terra, elas cobrem cerca de75% da superfície terrestre e 90% do leito marinho. Essas rochas

guardam importantes registros sobre a história da humanidade e da Terra, como fósseis e

marcadores de variações climáticas. Dessa forma, o estudo da formação de produtos digenéticos

marinhos rasos/praial é relevante pois possibilita o entendimento da geração das rochas

sedimentares detríticas/carbonática, além de reconhecer o comportamento da variação do nível

do mar durante a formação da rocha, permitindo a gênese destas feições.

1.3. Objetivos

O objetivo principal deste trabalho foi a reinterpretação da sequência sedimentar

aflorante na Ilha Sudeste do ASPSP proposta por Campos et al. (2002, 2003, 2009) como sendo

a Formação São Pedro e São Paulo, descrevendo a sequência de acordo com as características

petrográficas e petrogenêticas, relacionando com ambiente e condição de formação.

Os objetivos específicos foram: i) Descrição diferenciada das litofácies (unidades); ii)

Caracterização das texturas sedimentares; iii) Caracterização da morfologia do cimento; iv)

Definição dos eventos diagenéticos e sua correlação com os fatores paleoambientais e

estratigráficos.



1.4. Localização

O ASPSP localiza-se a aproximadamente 1100 km ao nordeste da cidade do Natal, Rio

Grande do Norte, compreendendo as coordenadas: 0°55'02''N e 29°20'42''W (Figura 1 e Figura

2), situando-se a aproximadamente 100 km a norte do Equador, representando o ponto mais

avançado do território brasileiro no Oceano Atlântico e o único território oceânico brasileiro

localizado no Hemisfério Norte.

O ASPSP é formado por um pequeno conjunto de seis ilhas rochosas e quatro rochedos

menores que juntos possuem área superficial de 17.000 m² (Figura 3). As ilhotas apresentam

contornos sinuosos irregulares e reentrantes, suas encostas possuem forte declive (>80o). As

quatro maiores ilhas (Belmonte, Sudeste, Nordeste e Cabral) estão separadas entre si por

estreitos canais que formam uma enseada com forma de ferradura, com dimensões médias de

100 m de comprimento por 50 m de largura, de 6 a 25 m de profundidade. A zona de falha no

entorno do arquipélago possui cerca de 120 km de largura, e suas profundidades podem atingir

3.600 m; além de seus limites norte e sul, são observadas profundidades abissais superiores a

4.000 m (HEKINIAN et al., 2000). A falha transformante de São Paulo apresenta-se com um

rejeito horizontal de cerca de 600 km, que separa a dorsal equatorial Atlântica em dois

segmentos. O ASPSP encontra-se localizado próximo ao limite setentrional da zona de falha

transformante de São Paulo e de sua intersecção com o ramo norte da dorsal. A área desta cadeia

submarina Atoba é tectonicamente ativa, o que sugere que sua formação foi controlada pela

movimentação da falha e de seu conjunto de fraturas (Figura 2) (HEKINIAN et al., 2000, MAIA

et al., 2016).

A configuração hidrológica e climatológica do ASPSP é similar às condições das ilhas

tropicais próximas como Fernando de Noronha. O ASPSP está sob a influência da Zona de

Convergência Intertropical, que confere cerca de 1200 mm de precipitação anual, um dos

maiores volumes para o Oceano Atlântico (CAMPOS et al., 2005). O ASPSP também está sob

a influência da corrente da superfície do Equador do Sul, que flui E-W, e da corrente do Equador

submersa que flui na direção oposta, a profundidades de 60 a 100 m. A temperatura média anual

é de cerca de 25 ºC (CAMPOS et al., 2005). O ASPSP possui um regime meso maré, semiduro,

com amplitude máxima de 2,4m (Marinha do Brasil, 2009).



Figura 1 – Mapa de localização do ASPSP, Atlântico Equatorial. Modificado a partir de Ridge Multibeam

Synthesis (http://ocean-ridge.ldeo.columbia.edu/ acessado em 25/04/2019).

Figura 2 – Destaque para a zona de fatura São Paulo e localização do ASPSP. Modificado a partir de Ridge

Multibeam Synthesis (http://ocean-ridge.ldeo.columbia.edu/ acessado em 25/04/2019).

http://ocean-ridge.ldeo.columbia.edu/

http://ocean-ridge.ldeo.columbia.edu/



Figura 3 – Mapa do ASPSP com detalhes das ilhas e rochedos que o compõe. A: Ilha Belmonte e Ilha Sudeste;

B:Ilha Nordeste, Ilha Cabral e Rochedo Beagle; C: Ilha Sul, Rochedo Coutinho e Rochedo Erebus. Imagens das

figuras A, B e C são de Drones (em 2018) e imagem principal: imagem de satélite QuickBird de 2003 (compilação

de Campos et al., submetido).

2. MATERIAIS E MÉTODOS

2.1. Consulta bibliográfica

A pesquisa bibliográfica foi a etapa inicial e perdurou até o final deste trabalho,

consistindo na consulta de livros, dissertações, teses e artigos sobre a temática do trabalho e

técnicas laboratoriais. O principal acervo bibliográfico consultado foi realizado pelo Portal



Periódicos CAPES, ScienceDirect, Brazilian Journal of Geology, revistas Sedimentology e

Sedimentary Petrology and Marine Geology.

2.2. Trabalho de Campo

As atividades de campo foram realizadas em duas etapas (Expedição 468 – outubro de

2017 e Expedição 486 - fevereiro de 2018). Devido às condições de mar durante a primeira

etapa não foi possível acessar a Ilha Sudeste, ficando as coletas de rochas da sequência

sedimentar da Ilha Sudeste restritas a segunda expedição. Foram coletadas 11 amostras no perfil

sedimentar aflorante na Ilha Sudeste a fim de caracterizar as fácies sedimentares do perfil. A

coleta de amostras foi realizada com controle estratigráfico e faciológico, seguindo os

procedimentos descritos por Tucker (1993). A referência para a coleta de amostras foi a

descrição da bancada sedimentar aflorante sustentado pelo perfil estratigráficos de Virgens

Neto (2006), nos quais acompanham dados de espessura de camadas, estruturas sedimentares e

fáceis. A escolha das amostras foi dada a partir dos pacotes mais representativos do perfil

estudado, levando em consideração textura, estrutura e espessura das camadas, e também pelo

grau de alteração superficial, priorizando amostras mais preservadas de alteração. As amostras

estão referenciadas como ASPSP-XX, na qual XX representa o número do ponto coletado,

listadas em planilhas com indicação de localização relativa a pontos de maiores expressividade

e descrição macroscópica.

2.3. Petrografia

As amostras coletadas durante a etapa de campo foram, previamente, descritas em

termos de cor, seleção, granulometria e, quando possível, estruturas deposicionais. Em seguida,

as mesmas amostras foram impregnadas utilizando-se uma mistura de resina epóxi,

endurecedor, solvente (álcool etílico) e corante azul (alizarina azul) para ressaltar a presença de

porosidade. Após este procedimento, as lâminas delgadas foram produzidas sem utilização de

lamínulas, possibilitando a aplicação de técnica de tingimento; como, por exemplo, técnica para

identificação de carbonatos, tais como utilizadas por Vieira (2005). A etapa de confecção das

lâminas delgadas foi realizada integralmente no Laboratório de Laminação do Departamento

de Geologia da UFRN, sob responsabilidade dos técnicos do laboratório.



A análise petrográfica foi realizada em microscópio petrográfico de luz transmitida

Olympus BX 4 no Laboratório de Microscopia do Departamento de Geologia da UFRN.

A descrição e quantificação dos constituintes volumétricos do arcabouço foi realizada

segundo os critérios de Dickinson (1985), com análises modais qualitativas. Os grãos do

arcabouço foram identificados quanto à composição (líticos ou bioclastos) e descritos em

termos texturais (granulometria, seleção, arredondamento e esfericidade). Os contatos entre

grãos e os tipos foram descritos conforme Pettijohn (1973) e a porosidade caracterizada com

base nos critérios de Schmidt (1977).

2.3.1. Descrição Microscópica

A descrição microscópica teve como objetivo identificar e descrever os constituintes da

rocha, bem como descrever a textura, fábrica e os processos diagenéticos, em especial o

cimento. Os parâmetros utilizados estão sintetizados na Tabela 1. Para agrupar e sistematizar

os resultados das análises micropetrográficas, foi utilizado um modelo tabelado para

preenchimento com dados referentes aos aspectos descritos, conforme proposta deste trabalho

(Figura 4).

Tabela 1 – Referencias utilizadas como base das descrições micropetrográficas.

PARÂMETRO REFERÊNCIA

COMPOSIÇÃO Cimento Vieira & De Ros (2006)

Porosidade Schmidt (1977)

TEXTURA

Granulometria Wentworth (1922)

Grau de Seleção Pettijohn (1973)

Arredondamento e esfericidade Powers (1953)

Empacotamento Kahn (1956)

Maturidade Textural Folk (1974)



Figura 4 – Modelo utilizado para sintetizar as descrições petrográficas das seções delgadas, abordando aspectos

composicionais, texturais e classificatório.

1 – Descrição Textural

A descrição textural teve o objetivo de caracterizar os aspectos geométricos dos grãos

do arcabouço, incluindo tamanho, forma e arranjo. A textura das rochas foi caracterizada por

base nos parâmetros de granulometria, selecionamento, esfericidade, arredondamento, contato

entre grãos, empacotamento e maturidade textural.



Análise Granulométrica

A análise granulométrica visou estabelecer o tamanho médio dos grãos através de

medidas relativas. Três grandes classes de grãos são aceitas em rochas detríticas: cascalho

(maior que 2 mm), areia (entre 2mm e 62 micra) e pelitos (menor que 2 micra), subdivididas

conforme Wentworth (1922).

A análise dos tamanhos dos grãos é utilizada para caracterizar o sedimento ou a rocha e

contribui para o entendimento do mecanismo de transporte e ambiente deposicional. Porém é

de fundamental importância considerar uma análise mais ampla que inclua, por exemplo,

estudos de estruturas sedimentares, para melhor entendimento e análise dos processos de

deposição e de fácies (TUCKER, 2001).

A possibilidade de uma rocha ser composta por uma diversidade de modas

granulométricas motivou que fossem propostos diversos métodos para análise dos grãos,

sobretudo utilizando-se lâminas delgadas. Um método comumente utilizado para determinação

da granulometria em lâminas delgadas consiste em medir o maior número de grãos e enquadrá-

los numa tabela de classificação de grãos, por exemplo a escala de Wentworth (1922), escala

amplamente utilizada nos estudos de petrografia sedimentar.

A granulometria das partículas aloquímicas, não tem uma relação direta com a energia

do ambiente deposicional, como acontece com os depósitos clásticos. A energia do ambiente é

indicada pela presença ou ausência de micrita, que só é depositada em situações de baixa

energia.

Grau de seleção

O grau de seleção é dado pela predominância de uma ou mais classes granulométricas.

Um sedimento bem selecionado apresenta predominância de uma classe granulométrica e

sedimento mal selecionado é composto por duas ou mais classes granulométricas. Um

sedimento que é composto por seixos, areia grossa e areia fina é muito mal selecionado (FOLK,

1968).

A seleção é o resultado de um processo dinâmico pelo qual partículas sedimentares,

tendo algumas características particulares (tamanho, forma ou densidade) são naturalmente



separadas das demais pelo agente transportador. O resultado da seleção está no grau de

similaridade das partículas de um sedimento, refletindo a eficiência com que o meio

deposicional segrega grãos com tamanhos diferentes, de modo que um meio é muito pouco

eficiente se ele agrupar grãos com tamanhos muito variados. Ambientes muito dinâmico

apresentam um selecionamento insipiente.

Na execução desse trabalho a descrição foi feita a partir de comparação visual entre as

frações granulométricas presentes, de modo a determinar a medida do desvio padrão, ou seja,

da variação do tamanho dos grãos em relação ao tamanho médio observado. A medida de

selecionamento seguiu a proposta de Pettijohn et al. (1972), segundo a qual foi realizada a

comparação visual e enquadramento nas classes de seleção representativa.

Esfericidade e arredondamento

A análise do formato do grão é um dado importante para a interpretação petrográfica

das rochas detríticas. A morfologia do grão depende de uma série de fatores como: mineralogia,

área fonte, grau de alteração, grau de abrasão (durante o transporte) e dissolução durante a

diagênese. Os parâmetros esfericidade e arredondamento são voltados à análise do quão

esférico e quão arredondado é o grão, podendo variar de baixa a alta (esfericidade) e de muito

anguloso a bem arredondado (arredondamento), cuja as medidas foram feitas através da

comparação visual com o quadro comparativo proposta por Powers (1953). O arredondamento

refere-se à curvatura dos cantos dos grãos (FOLK, 1968) e está relacionado ao processo de

transporte atuante imposto ao sedimento até ele ser litificado, de forma que, idealmente, quanto

maior for o espaço de tempo de transporte/mobilização maior será o desgaste físico sofrido pelo

grão.

Contato entre grãos

O parâmetro de contato entre os grãos refere-se à interação grão-a-grão no arcabouço

da rocha que, de acordo com Pettijohn (1973), podem ser de cinco tipos: flutuante, pontual, reto

(ou longo), côncavo-convexo ou suturado. A determinação desse parâmetro foi feita através da

observação visual dos contatos em toda a seção delgada, e a partir daí determinado os três

contatos mais importantes, sendo eles citados em ordem decrescente com as seguintes letras

entre parênteses: “P” para indicar o contato predominante, “C” para contato comum e “R” para



contato raro. Os tipos de contatos apresentados na rocha serão reflexos do grau de compactação

que a mesma foi submetida, de forma que, quanto maior esse grau, maior será a superfície de

contato entre os grãos.

Empacotamento

Empacotamento é o parâmetro que mede o arranjo/disposição dos grãos na rocha, os

quais podem dispor desde muito próximo e configurarem um padrão denso, a muito afastados

e configurarem um padrão aberto (espaçado). O contato entre os grãos reflete o grau de

compactação sofrida pela rocha, de modo que quanto maior a compactação, mais fechado será

o empacotamento da rocha, ou seja, menor será o espaço entre os grãos.

A medida do empacotamento é realizada através de métodos, dos quais os mais

utilizados são o “Índice de Kahn” (KAHN, 1956) e a “Densidade de Empacotamento”. A

primeira tem por base essencialmente o número de contatos grão a grão e o número de contatos

observados em uma travessia sob o microscópio óptico. Já a segunda é resultado de uma

equação que considera a soma dos comprimentos dos grãos interceptados em uma travessia e o

comprimento total da travessia.

Embora existam esses dois métodos mais utilizados na determinação do empacotamento

da rocha, convencionou-se adotar o índice de Kahn (1956) para o presente trabalho, aonde

quatro travessias foram estabelecidas de maneira aleatória para cada seção delgada. E, em cada

travessia, foram quantificados os contatos grão-a-grão e totais observados, a fim de calcular o

índice de Kanh (P), propriamente dito, e posteriormente enquadrar a rocha numa das três classes

de empacotamento propostas por este autor, sendo frouxo, normal ou fechado.

Maturidade textural

A maturidade textural é o parâmetro que avalia o quão matura é uma rocha a nível

textural. A medida foi feita através do diagrama proposto por Folk (1974), que se baseia em

três critérios apresentados pela rocha: percentual de matriz deposicional, graus de

selecionamento e arredondamento. Essa medida reflete, principalmente, os processos

deposicionais presentes no sítio deposicional, de modo a indicar o tipo de processo atuante

durante a deposição dos sedimentos de acordo com o grau de maturidade textural.



O diagrama proposto por Folk (1974) foi empregado para identificação da maturidade

textural das amostras analisadas para o presente trabalho, aonde os critérios de matriz

deposicional (inexistente), selecionamento e arredondamento são indispensáveis na concepção

dessa classificação.

2 – Descrição Composicional

As rochas são produtos consolidados resultantes da união natural de minerais,

fragmentos de rochas e de substâncias não cristalinas. Elas podem ser heterogêneas

(pluriminerálicas) ou homogêneas (monominerálicas) (TEIXEIRA et al., 2009). Assim, é

necessário descrever não apenas os minerais constituintes do arcabouço mas também

estabelecer a proporção de cada um dos elementos.

O parâmetro composição destina-se à identificação e quantificação absoluta (quando a

análise for quantitativa) ou relativa (quando a análise for qualitativa) dos principais

constituintes da rocha, e estes, por sua vez, são compostos por quatro itens essenciais: grãos do

arcabouço, matriz, cimento e poros. Esse trabalho utilizou a metodologia de descrição

qualitativa para os componentes composicionais.

a. Grãos do arcabouço

São todas as partículas de origem detrítica compreendendo a fração principal (que dá

nome à rocha). De modo mais geral são constituídas por quartzo, feldspatos e fragmentos de

rochas, embora fragmentos de bioclastos também estejam presentes, de forma significativa, em

algumas delas.

Para as rochas siliciclásticas, a quantidade de bioclastos, de modo geral é rara. No

entanto, quando considerado o ambiente deposicional marinho raso/costeiro (ambiente

deposicional do estudo), a presença de bioclastos passa a ser um aspecto relevante e de maior

frequência e os bioclastos presentes serão de acordo com a disponibilidade do ambiente,

podendo ser destacado como principais bioclastos os dos filos: Mollusca (classes bivalvia e

gastrópoda), Brachiopoda, Echinodermata (classes crinóidea e equinóidea), Arthropoda,

Anellida, e da ordem dos foraminíferos (subordens textulariína, milioliína e rotaliína).



b. Matriz

Dá-se o nome matriz às partículas, também de origem detrítica, com tamanho inferior

ao tamanho dos grãos do arcabouço da rocha. Nas rochas siliciclásticas, essa fração é

geralmente formada por argilominerais (ilita, clorita, vermiculita, esmectita, etc.) e podem ser

classificadas, quanto a sua origem, em dois tipos: primária (ou ‘deposicional’) e secundária (ou

‘de infiltração’). O termo ‘matriz primária’, como o próprio nome já diz, é designado àquelas

partículas depositadas junto aos grãos do arcabouço, anteriormente ao soterramento da rocha.

Por outro lado, o termo ‘matriz secundária’ é atribuído àquelas partículas depositadas após

soterramento, durante a diagênese e, em geral, pode ser gerada por dissolução/precipitação de

minerais autigênicos e/ou infiltração de material nos espaços intergrãos. A identificação e

quantificação do tipo de matriz são importantes para caracterizar a rocha, principalmente,

quanto à eficiência de classificação do meio deposicional, ambiente deposicional e maturidade

textural da rocha.

Para as amostras analisadas, devido à ausência de fonte de sedimentos formadores de

matriz e ao ambiente de alta energia, não existe o componente matriz na formação da rocha.

c. Cimento

É definido como sendo o mineral precipitado quimicamente durante a diagênese a partir

de fluidos intersticiais. Esse constituinte é o principal responsável pela coesão entre as

partículas, e nas rochas clásticas podem assumir mineralogias diversas, onde os principais são:

calcita, sílica, hematita, argilominerais, anidrita, dolomita, feldspatos, zeólitas, entre outros. O

cimento também é responsável pela diminuição da porosidade da rocha. Dependendo do tipo

mineralógico e do ambiente diagenético, os cimentos podem assumir morfologias bastante

variadas, como, por exemplo, as formas microcristalina, criptocristalina, em franja, etc.,

assumidas para o cimento de calcita. O principal aspecto na análise de cimentos é a

caracterização do ambiente diagenético ao qual a rocha foi submetida. Para o presente trabalho,

a classificação dos tipos de cimentos proposta por Vieira e De Ros (2006) foi utilizada, em

virtude, principalmente, do estudo ter sido conduzido em depósitos semelhantes aos aqui

analisados. Tal classificação tem por base a morfologia apresentada pelo cimento, e diferencia

o mesmo em sete tipos distintos: (1) cutículas criptocristalinas, (2) franjas prismáticas isópacas,

(3) espato equante, (4) preenchimento de poros criptocristalino ou micrítico, (5) agregados



pseudo-peloidais, (6) agregados radiais e (7) agregados isolados e desorientados de cristais

escalenoédricos.

d. Porosidade

É definida como a porcentagem do total da rocha ocupada pelos espaços vazios e, assim

como a matriz, pode ser classificada em dois tipos quanto à gênese: porosidades primária e

secundária. O primeiro tipo é designado àquela porosidade gerada no momento da deposição

dos sedimentos e, nas rochas siliciclásticas, pode ser subdividida em três principais categorias

(SCHMIDT, 1977), sendo elas: interpartícula, intrapartícula e intercristal. A porosidade

secundária é aquela gerada após a deposição (ou durante a diagênese) e, dentre outros, podem

ser citados os tipos interpartícula, intrapartícula, de fratura, de contração, intracristal,

intercristal e agigantada. Para sua identificação são usados alguns critérios básicos, tais como:

dissolução de grãos detritais, dissolução de cimentos autigênicos, dissolução de minerais

autigênicos, encolhimento e faturamento. Para as fácies carbonáticas, a porosidade foi

determinada de acordo com o proposto por Choquette & Pray (1970), o qual é dividida em

fábrica seletivo: intepartícula, intrapartícula, intercristalina, móldica, e estrutura de

crescimento; e fabrica não seletivo: fratura, canal e vesícula.

3 – Classificação

A classificação da rocha sedimentar é um dos principais objetivos da analise

petrógrafica. Existem várias classificações empregadas para dar nomes às rochas sedimentares,

que, por sua vez, utilizam diferentes parâmetros e métodos. O objetivo essencial de um esquema

de classificação é extrair a informação mais importante da rocha de maneira prática e concisa.

Entre as rochas siliciclásticas, o principal parâmetro usado nos métodos de classificação

é a composição que, por sua vez, é avaliada quanto ao percentual de cada tipo de constituinte

presente. Dentre as várias classificações existentes, as propostas por Pettijohn (1949), Folk

(1954), McBride (1963), Dott (1964) e Folk (1968) têm grande destaque, sendo as mais

empregadas para esse tipo de rocha. Todas elas se baseiam na quantidade dos constituintes

essenciais numa rocha siliciclástica, distribuídos ao longo de um diagrama ternário, exceto a de

Dott (1964) que inclui um quarto eixo. Dois desses constituintes são comuns a praticamente

todos os esquemas de classificações; são eles quartzo e feldspatos que compõem dois vértices



do diagrama, enquanto que o constituinte do terceiro varia de autor para autor, porém, em geral,

é empregada a quantidades de fragmentos de rochas ou argila para compor esse vértice.

Já para rochas carbonáticas são classificadas principalmente em função da composição

ou em função das características texturais. Existem diversas classificações de rochas

carbonáticas, sendo algumas com critérios mais gerais e outras mais específicos. Para as rochas

carbonáticas dentríticas as classificações mais utilizadas são Folk (1959, 1962) e Dunham

(1962).

Além da nomenclatura atribuída à rocha através de um esquema de classificação

baseado apenas na composição mineral, é bastante comum usar uma descrição simples de

parâmetros texturais para incrementar o nome dado, dessa forma pode-se extrair muito mais

informação da rocha através de seu nome.

3. REFERENCIAL TEÓRICO

3.1. Diagênese de rochas sedimentares em ambiente marinho

Diagênese é o conjunto de processos físicos, químicos e biológicos pós deposicionais

onde os sedimentos originais e as águas de poros intersticiais em rochas sedimentares reagem

até alcançar o equilíbrio textural e geoquímico com o meio ambiente (WORDEN; BURLEY,

2003).

Esses processos ocorrem à medida que o ambiente evolui em termos de temperatura,

pressão e química durante o ciclo de deposição, soterramento e elevação da bacia sedimentar.

A diagênese normalmente reduz a porosidade e a permeabilidade originais, redistribuindo os

espaços porosos e alterando as características capilares. Como tal, a diagênese engloba

modificações pós deposicionais que variam desde intemperismo em ambientes subaéreos,

oxidação na coluna d’água, compactação e litificação de sedimentos até chegar ao

metamorfismo de baixa temperatura (WORDEN; BURLEY, 2003).

Flügel (2010) sistematizou a proposta de Choquette & Pray (1970) que relaciona os

processos diagenéticos com a profundidade e condições que eles ocorrem, sendo proposto três

estágios principais:



• Eogenético: São os processos diagenéticos iniciais, que ocorrem próximos a superfície,

entre a deposição dos sedimentos e o soterramento, onde a química das águas

intersticiais é controlada principalmente pelo ambiente deposicional. Neste estágio, os

sedimentos são instáveis e a sua porosidade é modificada por dissolução, cimentação e

dolomitização.

• Mesogenético: Processos que ocorrem durante o soterramento, longe da influência

direta dos processos relacionados à superfície. São caracterizados por modificações

lentas de porosidade, sendo algumas vezes intensos devido à compactação ou a

processos relacionados. Em outras palavras, a zona mesogenética corresponde ao

ambiente diagenético de soterramento profundo.

• Telogenético: O termo refere-se ao estágio em que as rochas mineralogicamente

estáveis da zona mesogenética são expostas. Essas exposições podem ocorrer devido à

elevação tectônica ou a oscilações no nível do mar, sendo posteriormente afetadas por

processos meteóricos superficiais.

Produtos sedimentares formados em condições marinhas raso são submetidos a

processos que ocorrem na eodiagênese (como os beachrocks), onde os processos diagenéticos

superficiais influenciam diretamente a formação da rocha. Longman (1980) subdividiu o

ambiente eogenético de Choquette & Pray (1970) meios (freático marinho, vadoso

meteórico, freático meteórico e de mistura meteórico/marinho), propondo uma nova abordagem

para ambiente marinho raso com o intuito de estudar os efeitos deste ambiente nas rochas

carbonáticas. Esses meios foram separados pois cada um apresenta particularidades com

respeito à composição química do fluido, resultando na formação de produtos diagenéticos

distintos (Figura 5).



Figura 5 – Principais ambientes diagenéticos descritos por Longman (1980).

• Freático marinho: Meio onde todos os poros estão preenchidos por água do mar,

podendo ser dividido entre zona ativa e estagnada. A zona ativa (1) apresenta grande

circulação da água do mar entre os poros, principalmente na interface água/sedimentos,

resultando em intensa cimentação e preenchimento por calcita altamente magnesiana na

forma micrítica e por aragonita na forma fibrosa/acicular. Já a zona estagnada (2),

mesmo estando saturada em água do mar a circulação é menor, resultando em formação

de produtos diagenéticos incipientes, sendo os principais a micritização do arcabouço e

a cimentação intraparticula (Figura 6 A).

(1) Zona Ativa: os cimentos precipitados são, geralmente, de calcita magnesiana e

aragonita. O cimento de Mg-calcita ocorre comumente na forma microcristalina

micrítica ou criptocristalina (ALEXANDERSSON, 1972), na forma de franjas isópacas

ou na forma de cimento pseudo-peletoidal. O cimento de aragonita está tipicamente

presente como cristais fibrosos em uma variedade de texturas. Comumente, os cristais

formam franjas fibrosas isópacas. Em alguns lugares, podem se formar agulhas de

aragonita desorientadas, já em recifes ocorre comumente aragonita botrioidal. Limites

poligonais entre franjas, interestratificação entre cimentos e sedimentos, perfurações em

cimentos e grande quantidade de cimento ocorrendo na zona de arrebentação de ondas

são outros produtos típicos dessa zona.



(2) Zona Estagnante: pode ocorrer cimentação intrapartícula por Mg-calcita ou aragonita

nos bioclastos. A micritização por algas, bactérias e fungos é um importante processo

nessa zona, embora também ocorra na zona freática marinha ativa.

• Vadoso meteórico: Também conhecido como meio vadoso, está situado acima do nível

freático, onde tanto o ar quanto a água doce meteórica podem estar no espaço entre os

poros. Neste meio, a água tende a ser aprisionada entre os grãos por capilaridade ou

abaixo destes como pêndulos. É dividido entre meio de solução e precipitação. O meio

de solução é o topo do meio vadoso, mas pode se estender por vários metros dependendo

da profundidade do nível freático; seu principal produto diagenético é a dissolução do

CaCO3 causada pelo fluido subsaturado em carbonato de cálcio, formando vazios (vugs)

e moldes. Enquanto o meio de precipitação fica mais próximo do freático, logo abaixo

do meio de solução, pode ocorrer precipitação a partir da evaporação ou

desgaseificação, onde a água da chuva, anteriormente subsaturada, percola pelo meio

de solução se tornando saturada em calcita, formando assim calcita equigranular

(equant), cimentos pendulares e menisco (Figura 6 B).

• Freático meteórico: Entre o meio vadoso e o de mistura, é a região em que todo o

espaço poroso é preenchido com água meteórica, que apresenta quantidades variáveis

de CaCO3. Pode ser dividido entre três: de dissolução, saturado ativo e saturado

estagnado. O primeiro meio possui processos e produtos semelhantes aos descritos no

meio vadoso meteórico, ou seja, é uma região de intensa dissolução gerando porosidade

vulgular e/ou móldica, em decorrência da subsaturação da água. O meio saturado ativo

é caracterizado pela circulação ativa de água doce saturada entre os poros, podendo

ocorrer a cimentação de calcita na forma de lâminas (bladed) e equigranular. No meio

saturado estagnado, a água supersaturada em CaCO3 praticamente não percola entre os

poros, portanto há pouca cimentação e neomorfismo principalmente de aragonita

(Figura 6 C).

• Meio de mistura: Transição entre os meios freático marinho e freático meteórico.

Caracterizado pela presença de água salobra, devido a mistura de água doce e marinha

(Figura 6) Um dos processos descritos para essa região é a formação de dolomita em

condições de salinidade menor e, a depender da salidadade, calcita bladed a micrítica,



neomorfismo de aragonita para calcita, e neomorfismo de calcita rica em magnésio para

calcita pobre em magnésio

Figura 6 – Processos e produtos das zonas freática marinha, vadosa meteórica e freática meteórica (Longman,

1980).

3.2. Precipitação e química dos carbonatos

Os oceanos contêm mais de 70 elementos dissolvidos, dos quais nove são considerados

elementos maiores (concentrações acima de 10 μmol.kg-1): sódio (Na), magnésio (Mg), cálcio

(Ca), potássio (K), estrôncio (Sr), cloro (Cl), enxofre (S) (predominantemente como sulfato

(SO42-), bromo (Br) e carbono (C) (principalmente como bicarbonato (HCO3

-) e carbonato

(CO32-)). Estes elementos constituem mais de 90% do total de sais dissolvidos nos oceanos

(MILLIMAN, 1974).



A precipitação carbonática a partir da água do mar tem início quando o dióxido de

carbono (CO2) atmosférico é dissolvido nos oceanos a partir da bomba de solubilidade, sendo

ela física (causada por turbulências principalmente em águas frias) ou biológica (causada em

sua maioria por processos fotossintéticos) (EMERSON; HEDGES, 2008). O CO2 dissolvido,

forma então o ácido carbônico (H2CO3), que se dissocia em íons de bicarbonato (HCO3-) e

carbonato (CO32-) (Reação 1) (GISCHLER, 2007). Essa dissociação é fortemente dependente

do pH, onde águas mais ácidas tendem a diminuir a estabilidade dos carbonatos, favorecendo a

dissolução (EMERSON; HEDGES, 2008).

Reação 1: CO2 + H2O ↔ H2CO3 ↔ HCO3-+ H+ ↔ 2H+ + CO3

2-

A alcalinidade da água do mar é definida pela concentração de CO32-, HCO3

- e de ácido

bórico (HBO32-), ou seja, pelo domínio da eficácia das bases sobre a eficácia dos ácidos,

consequentemente a alcalinidade dos carbonatos também dependerá da presença de CO32- e

HCO3-. Em condições comuns, o HCO3

- será o íon carbonático mais abundante na água do mar,

com concentrações de cerca de 140 mg.L-1, sendo o cálcio o terceiro cátion mais abundante,

onde o sódio e magnésio se encontram em primeira e segunda posição respectivamente

(MILLIMAN, 1974).

O cálcio pode reagir com íons bicarbonato para formar carbonato de cálcio (Reação 2),

como a aragonita (CaCO3), a calcita altamente magnesiana ou a calcita magnesiana (10 – 20

mol% MgCO3), que são importantes precipitados marinhos, sendo que a aragonita e calcita

magnesiana com 12mol% MgCO3 são hemodinamicamente equivalentes. Nesta reação, a

remoção de CO2, através da fotossíntese para produção de matéria orgânica por exemplo,

induziria a precipitação carbonática.

Reação 2: Ca2+ + 2HCO3

- ↔ CaCO3 + H2O + CO2

Da mesma forma, a reação reversa da respiração ou decaimento da matéria orgânica

(por simplicidade expressa em CH2O) resultará na dissolução do carbonato de cálcio (Reação

3) (GISCHLER, 2007).



Reação 3: CO2 + H2O ↔ CH2O + O2

Variações de temperatura, pH e salinidade resultam em aumento ou diminuição da

solubilidade dos carbonatos na água. Aumentos na temperatura, pH e salinidade deslocam o

equilíbrio da reação, resultando em precipitação do carbonato de cálcio, enquanto o aumento

da pressão resultaria no aumento da solubilidade, levando a sua dissolução. Dessa forma, como

consequência do gradiente latitudinal de temperatura, a saturação do carbonato de cálcio na

água do mar aumenta em direção ao Equador (GISCHLER, 2007; EMERSON; HEDGES,

2008), o que influencia diretamente a distribuição de beachrocks.

Para ambientes de água doce, a quantidade de íons dissolvidos na água é muito mais

baixa se comparada com a água do mar, fazendo com que a diagênese em ambiente meteórico

seja mais lenta que em ambiente marinho, favorecendo os processos de dissolução devido a

subsaturação em carbonatos (GISCHLER, 2007).

3.3. Beachrock

Beachrocks são depósitos sedimentares rapidamente cimentados principalmente pela

precipitação de cimentos carbonáticos, tipicamente calcita, calcita pouco magnesiana (low-

magnesium calcite), calcita muito magnesiana (high-magnesium calcite ou rich-mg calcite) e

aragonita, entre outros polimorfos de carbonato de cálcio (TURNER, 2005; VOUSDOUKAS

et al. 2007).

A formação e os mecanismos de precipitação dos cimentos que formam os beachrocks

ainda são bastante discutidos, contudo, todas as definições convergem para um ponto em

comum e, em geral, as definem como sendo, em seu sentido restrito, uma “rocha sedimentar,

friável a bem cimentada, formada em zona litorânea (especialmente em região de intermarés)

pela cimentação de sedimentos praiais por carbonato de cálcio (calcita magnesiana e/ou

aragonita)” (HOPLEY, 1986).

Com relação a sua distribuição, Danjo & Kawasaki (2014) e Vousdoukas et al. (2007),

analisando diversos estudos, constataram que as principais regiões de ocorrência dessas rochas

são os mares do Caribe e do Mediterrâneo, as costas tropicais a subtropicais do Atlântico, e os



atóis dos oceanos Índico e Pacífico, ou seja, associados a locais com águas mais quentes (Figura

7).

Figura 7 – Distribuição das principais ocorrências de beachroks no mundo. As áreas vermelhas

correspondem aos locais com estudos dedicados a essas rochas. Fonte: Vousdoukas et al.

(2007).

3.3.1. Características Gerais

No que tange às suas formas, os beachrocks tendem a apresentar corpos rochosos

paralelos a costa e com ângulo de mergulho/inclinação (entre 5 a 15°) em sua estratificação

interna semelhante à da linha de costa onde foram formados. Dessa maneira, são comumente

encontrados em regiões de dinâmica costeira intensa como afloramentos pequenos e

descontínuos, devido à exposição a agentes intempéricos (ventos, ondas e marés), e em recifes

de centenas de metros, com cerca de 5 a 20 m de largura e 100 a 200 m de comprimento

(GISCHLER, 2007; VOUSDOUKAS et al., 2007; MCLEAN, 2011).

Ao longo do seu perfil vertical, os beachrocks apresentam estratos de espessura fina,

com poucos decímetros, preservando a estratificação original da praia onde a rocha foi formada

e tendendo a ser maior em áreas com maiores flutuações do nível do mar (VOUSDOUKAS et

al., 2007).

O tamanho e a natureza dos grãos que compõem o arcabouço dos beachrocks são

bastante diversificados, variando de cascalhos a areias, de origem clástica ou biogênica,

dependendo, portanto, dos sedimentos depositados no local onde foram formados. Em alguns



casos, são descritos materiais considerados “erráticos”, como fragmentos de artefatos humanos

e lixo, refletindo essencialmente a composição sedimentar de onde foi formada no momento da

sua cimentação (VOUSDOUKAS et al., 2007; MCLEAN, 2011).

A matriz sedimentar de um beachrock também reflete o ambiente em que foi formado

e, em menor escala, o ambiente no qual se encontra exposto (VOUSDOUKAS et al., 2007). O

tempo de litificação dos sedimentos praiais que dão origem aos beachrocks é bastante curto se

comparado a outras rochas sedimentares. A litificação completa pode ocorrer em meses até

poucas dezenas de anos, e sua formação envolve diferentes processos e ambientes sedimentares

(VOUSDOUKAS et al., 2007). A rápida litificação favorece a preservação de grande parte das

estruturas sedimentares presentes nos beachrocks e, até mesmo, pela preservação dos artefatos

e materiais “erráticos”.

3.4. Rochas Híbridas

3.4.1. Definição

Rochas híbridas são constituidas por componentes extrabaciais (por exemplo,

terrigenos) e intrabacias (autóctones a parautóctones) (ZUFFA, 1980; 1985). Como na maioria

dos casos a mistura compreende grãos siliciclásticos/litoclásticos como fração extrabacial e

grãos carbonato (principalmente bioclástico) como fração intrabacial, a definição mais utilizada

para esses materiais híbridos são "sedimentos siliciclásticos e carbonatos mistos" (MOUNT,

1985). A mistura desses dois componentes derivam principalmente da interação de diferentes

processos (influxo de fragmentos de rochas para dentro de bacia de sedimentação marinha) e

consiste na mistura de grãos litoclásticos e carbonatos, bem como na alternância de lâminas de

litoclástico e carbonato e conjuntos de lâminas e/ou conjuntos de estratos (CHIARELLA E

LONGHITANO, 2012). Como consequência, a mistura entre os dois componentes heterolíticos

pode ocorrer com diferentes proporções e escalas de acordo com diferentes processos

deposicionais, mudanças relativas no nível do mar e/ou variações climáticas, fornecendo

registros mais sensíveis e padrão complexo de sedimentação do que sistemas siliciclásticos ou

carbonatos puros.

Os sistemas híbridos exibirem padrões complexos de sedimentação que dependem de

processos sedimentares ativos em sistemas terrestres e/ou carbonatos interagindo nos mesmos

ambientes sedimentares (DOLAN, 1989). Consequentemente, o estudo de sistemas mistos



geralmente requer uma abordagem multidisciplinar, mesmo que, muitas vezes sejam as rochas

litoclásticas ou carbonáticas abordadas separadamente, com menos atenção ao espectro de

sedimentos "mistos", que fica entre os membros finais litoclásticos e carbonatos.

3.4.2. Classificação

O esquema de classificação mais aceito e empregado para a descrição sistemática de

rochas sedimentares se concentram em sedimentos siliciclásticos ou carbonatos puros (por

exemplo, PETTIJOHN, 1954; FOLK, 1962; DUNHAM, 1962), embora, em 1957, Pettijohn

tenha usado pela primeira vez o termo “orto-quartzito calcarenáceo” para arenito constituído

por uma proporção igual carbonato detrítico e quartzo. Sucessivamente, várias outras propostas

foram apresentadas como Pettijohn (1975), que propos o termo “areia calcarenácea” para

definir arenito contendo uma quantidade consideravel de partículas carbonáceas detríticas.

Zuffa (1980) introduziu a definição de "arenito híbrido” como sendo uma rocha composta por

um componente intrabacial tipicamente representado por fragmentos de organismos

esqueléticos de carbonato e frações clásticas extrabaciais derivadas de entrada de rio ou erosão

submarina de rochas de substrato anteriores. Finalmente, Chiarella e Longhitano (2012)

introduziram a 'relação bioclástica/litoclástica', que permite avaliar quantitativamente as

porcentagens de partículas antitéticas em depósitos não consolidados ou consolidados,

sugerindo que os sedimentos são considerados mistos se contêm mais de 10% de seus

componentes antitéticos.

Segundo Budd e Harris (1990), sucessões mistas exibem dois tipos diferentes de mistura

sedimentar: (i) 'variabilidade espacial', quando sedimentos siliciclásticos e carbonatos ocorrem

adjacentemente, ocupando ambientes contemporâneos e contíguos lateralmente e (ii)

'variabilidade temporal', quando sedimentos carbonáticos e siliciclásticos alternam-se

temporalmente ao longo da mesma sucessão. Contudo, em alguns casos particulares, sucessões

mistas podem ser caracterizadas por uma a variabilidade espacial de curto prazo que alterna a

variabilidade temporal de longo prazo.

No entando, a proposta Budd e Harris (1990) não contempla a diferente escala de

organizacao interna que caracteriza o deposito. Devido a essa limitação, Chiarella at al., (2017)

propõem uma caracterização que leve em consideração as diferentes escalas de organização

interna. Em particular, com base em seu arranjo deposicional, os depósitos mistos podem ser



classificados como derivado de mistura de composição ou mistura de estratos (Figura 8). A

mistura composicional refere-se a depósitos nos quais as duas frações heterolíticas se acumulam

contemporaneamente no tempo e o espaço resultante em camadas de milimetros a metros com

uma composição carbonática e litoclástico. A mistura de estratos refere-se a depósitos onde as

duas frações heterolíticas são organizados em camadas litoclástica e carbonática, podendo ter

escala de metro a decâmetro. A mistura composicional e de estratos ocorre em três escalas

principais de observacao - camada, litofácies e escala estratigráfica (Figura 8).

Figura 8 – Escala de mistura litoclástica-carbonática. (A) Mistura composicional em escala pontual. Esse tipo de

mistura ocorre quando frações litocláticas e carbonáticas são acumuladas contemporaneamente: em espaço e

tempo. (B) Mistura de estratos em escala de litofacies. (C) Mistura de estratos em escala estratigráfica. Mistura de

estratos ocorre quando duas frações heterolíticas são organizadas em diferentes camadas Chiarella at al., (2017).



Mistura composicional

A mistura de composição ocorre em pequena escala e geralmente está relacionada a

processos deposicionais ativos durante a sedimentação. Partículas litoclásticas e carbonáticas

são misturados durante o acúmulo de sedimentos (Figura 8 A). Na mistura composicional é

importante destacar que, sob os mesmos processos hidrodinâmicos (por exemplo, ondas,

correntes, marés), cada componente heterolítico pode oferecer uma resposta física diferente

(CHIARELLA at al., 2017). Por exemplo, devido a sua densidade mais baixa e, muitas vezes,

forma irregular, grãos esqueléticos, ainda maiores que o tamanho da areia, requerem menor

tensão de cisalhamento para iniciar o transporte, se comparado aos grãos litoclásticos. Por esse

motivo, sedimentos heterolíticos fornecem uma resposta física diferente se arrastados por um

fluido em movimento, gerando uma organização interna específica de partículas bioclásticas e

litoclásticas (CHIARELLA E LONGHITANO, 2012). Esta diversidade significativa pode

afetar as taxas de transporte, causar arrastamento diferencial de sedimentos e levar a a formação

de variedades texturais específicas em depósitos mistos.

Mistura de estratos

A mistura de estratos pode estar relacionada a fatores autocíclicos ou alocíclicos. Neste

tipo de mistura, é possível reconhecer a mistura que ocorre da (a) escala de litofácies e (b) escala

estratigráfica (Figura 8 B e C)

(a) A mistura em escala de litofacies consiste em camadas litoclásticas e carbonadas

bandadas (Figura 8 B). Essa mistura pode ser interpretado como resultado de: i) mudanças de

curto prazo no nível do mar; ii) mudanças climáticas de curto prazo; iii) extrema condições

climáticas (por exemplo, tempestades) ativas durante a sedimentação; ou (iv) segregação

heterolítica relacionada a processos deposicionais conduzidos pela gravidade.

(b) A mistura de escala estratigráfica (Figura 8 C) pode estar relacionada à ação

contemporânea de fatores alocíclicos e autocíclicos. Como por exemplo, mistura estratigrafica

devido a deslocamento progradacional ou retrogradacional de meio marinho carbonático sobre

ambiente aluvial siliciclático, resultando em um perfil estratigrafico interdigitado.



3.4.3. Processos de mistura

Chiarella at al. (2017) citam três processos principais de mistura que geram carbonato e

litoclástico (Figura 9), sendo eles:

(i) Mistura pontuada, que se refere a coexistências ocasionais e isoladas de carbonatos com

litoclásticos e que ocorre devido a catástrofes, eventos de alta intensidade ou está

relacionado a mudanças climáticas de curto prazo. Esse tipo de processo de mistura

produz uma mistura em escala de litofácies (mistura de estratos).

(ii) A mistura de fácies representa a mistura que ocorre ao longo das fronteiras entre

ambientes contrastantes, litoclásticos e dominados por carbonatos. Exemplos: flancos

complexos carbonatícos que abrigam lagoas litoclásticas; planos de marés litoclásticos

adjacentes a carbonatos submarés; dunas costeiras e marés que recebem contribuições

eólias de um composição dos sedimentos de fundo; praias bioclásticas situadas nos

flancos de ilhas vulcânicas, que recebem sedimentos vulcanoclásticos erodidos das áreas

vizinhas; e estreitos de maré, onde dunas litoclásticas são frequentemente povoadas por

organismos vivos com partes esqueléticas calcárias. Esse tipo de mistura pode resultar

em um mistura em escala de leito (mistura composicional) e/ou mistura em escala

estratigráfica (mistura de estratos).

(iii) Mistura situ refere-se a misturas de sedimentos relacionadas à disponibilidade

contemporânea no espaço e tempo de frações litoclásticas e carbonato. Esse tipo de

processo de mistura resulta em uma mistura em escala de camada (mistura

composicional). Aqui, sedimentos litoclásticos se combinam com carbonato derivado

de assembléias de fauna autóctones ou parautóctones.



Figura 9 – Modelo conceitual dos diferentes tipos de processos de misturas de sedimentos híbridos (Mount, 1984).

Mistura pontual resulta em mistura de estratos; mistura de fáceis pode resultar tanto em mistura em camada de

mistura composicional ou mistura composicional estratigráfica. Mistura in situ resulta em mistura composicional

(escala pontual) Chiarella at al., (2017).

4. CONTEXTO GEOLÓGICO DO ARQUIPÉLAGO DE SÃO PEDRO

E SÃO PAULO

4.1. Geologia Regional

A área de estudo está contemplada na porção emersa da Cordilheira Atobá (MAIA et

al., 2016), composta por 6 ilhotas e 4 rochedos de contornos irregulares, chamadas de

Arquipélago de São Pedro e São Paulo (ASPSP). Essa Cordilheira se apresenta encaixada no

limite norte do ativo Sistema da Falha Transformante São Paulo, oriunda da quebra do

continente Pangeia e consequente abertura do Oceano Atlântico (MAIA et al., 1998).



A Zona da Falha Transformante de São Paulo, na qual o ASPSP encontra-se

geologicamente inserido, apresenta direção E-W e movimento transcorrente dextral ao longo

de 630 km (MOTOKI et al. 2009; CAMPOS et al., 2010; MAIA et al., 2016).

A morfologia da estrutura submarina onde o Arquipélago ocorre apresenta 90 km de

extensão, 20 km de largura e 3800 metros de altura, sendo chamada de Cadeia Peridotítica São

Pedro e São Paulo por Motoki et al. (2009) (Figura 10).

Figura 10 – Visualização da morfologia abissal em torno do ASPSP, confeccionada com base na batimetria predita

(UCSD-SIO, 2009). A escala vertical é exagerada em 12 vezes da escala horizontal.

Hekinian (2000) e Sichel et al. (2011) dividem esta cadeia em duas elevações: a elevação

sul é composta por peridotitos granulares não deformados e fortemente serpentinizados e a

elevação norte, onde afloram as rochas em superfície, abrangendo o ASPSP (Figura 11) é

composta principalmente de rochas plutônicas alcalinas ricas em lherzolita e kaesurtita

extensivamente milonitizada e pouco serpentinizada, sendo intrudidos por gabros e basaltos,

considerando a amostragem por submersível de Hekinian et al., (2000). Sichel et al. (2008)

apontam para os enriquecimentos em U, Th, Ba, terras raras leves e gases nobres,

especialmente, indicando que estes enriquecimentos se relacionam aos processos de

milonitização de um manto previamente afetado por metassomatismo na elevação norte. Sobre



o peridotito milonitizado ocorre uma cobertura sedimentar de deposição marinha raso de idade

neogênica (CAMPOS et al., 2003; CAMPOS et al., 2010) (Figura 12).

Figura 11 – Perfil com compilação de mergulhos profundos pelo submersível Nautile, segundo Hekinian et al.

(2000). A escala vertical é exagerada em 2 vezes da horizontal.

Figura 12 - Mapa geológico da região emersa do ASPSP (Campos et al., 2010).



Motoki et al. (2015) também denominam esta cadeia de Brachiosaurus, em referência a

sua forma tridimensional e semelhança ao Godzila Megamullion do Oceano Pacifico. Estes

mesmos autores descrevem a Cadeia de Brachiosaurus como constituída por rochas

ultramáficas do manto abissal, situado na interseção da falha transformante de São Paulo com

a cordilheira meso-oceânica.

4.2. Megamullion

Exposições do manto abissal no fundo oceânico são raramente encontradas e quando

ocorrem estão condicionadas ao longo de falhas transformantes, assim como em segmentos de

cadeia meso-oceânica e em megamullions. Os megamullions, sinônimo para oceanic core

complex (OCC), foram definidos por Hekinian et al. (2000), como saliências lineares em forma

de estrias, que ocorrem perpendicularmente às cadeias meso-oceânicas adjacentes, possuem

altura relativa de 100 m a 200 m, são compostas geralmente de rochas gabróicas e peridotíticas

indicando processos amagmáticos, e que foram associadas a área de estudo.

Motoki et al. (2013) afirmam que as condições para a ocorrência de um megamullion

são satisfatórias na área de estudo, entretanto quando comparado à morfologia submarina

encontrada no Atlântico Norte, estas seriam distintas das características encontradas no

arquipélago, pois as rochas do ASPSP não apresentam gabros na sua constituição. Desta forma,

a origem e o mecanismo de exumação das rochas mantélicas da Cadeia Peridotítica

Brachiosaurus pode ser diferentes de megamullion descritos, além de inferir que a grande altura,

a morfologia altamente acidentada, a elevada declividade dos flancos e alta velocidade de

soerguimento são incompatíveis com o modelo. Entretanto, Hekinian et al. (2000), para o flanco

norte, descrevem rochas fortemente tectonizadas, essencialmente milonito peridotítico

serpentinizado, milonito peridotítico bandado e serpentinizado, raras intrusões gabróicas e

derrames basálticos, onde haveria a inserção de gabros no ASPSP, contrapondo uma das

condições apresentadas por Motoki (2013).

Motoki et al. (2015) listam as condições tectônicas para a exumação de manto por

espalhamento amagamático no ASPSP, sendo estes: a) tectonismo de distensão no contato

divergente de placas de espalhamento amagamático; e b) tectonismo de compressão na cadeia

de transpressão ao longo da falha transformante (MAIA et al., 2016).



No primeiro caso, o tectonismo de distensão no contato divergente de placas de

espalhamento amagamático seria o gerador de magmas basálticos, com fusão parcial por

descompressão quase que adiabática devido a taxa de espalhamento ser alta e não haver tempo

para o resfriamento do manto em ascensão. Quando a taxa de espalhamento é baixa, há tempo

para o resfriamento e então não há magma suficiente para formar a crosta oceânica, sendo assim,

se observa o fenômeno de exumação de manto (Figura 13). No contato divergente de placas

deste tipo, ao invés de graben de rifte, ocorre a falha normal de baixo ângulo denominada falha

de descolamento (detachment fault como descrito por BRUN et al., 1994; CANALES et al.,

2004; ESCARTÍN et al., 2008). Tal espalhamento é denominado espalhamento amagmático ou

espalhamento tectônico (DICK et al., 2003, CANNAT et al., 2006).

Figura 13 – Evolução tectônica de uma zona de espalhamento amagmático com a exumação do manto e formação

de megamullion. Modificado de Tucholke et al. (1998).

A segunda condição tectônica para exumação consiste no tectonismo de compressão na

cadeia de transpressão ao longo da falha transformante, sendo este o mecanismo responsável

pela exumação do manto, característico de zonas com movimento transcorrente, neste caso,

dextral, observado no limítrofe noroeste da zona de falha transformante de São Paulo.

A distensão e o esforço de compressão ocorre ao longo de uma falha transcorrente em

trechos em que as direções da falha transformante e do movimento relativo das placas não são

paralelas (MAIA et al., 2016). Em uma falha de deslocamento dextral com direção leste-oeste,

quando o trecho da falha tem direção local nordeste-sudoeste, gera-se a compressão

perpendicular à falha consequentemente (MAIA et al., 2016). A compressão forma uma

saliência morfológica linear paralela ao trecho da falha, denominada cadeia de transpressão



(pressure-ridge). Porém, se o trecho tem direção local noroeste-sudeste, uma distensão é

gerada, formando uma bacia de distensão (pull-apart basin; Figura 14).

Figura 14 – Ilustração esquemática para a gênese tectônica de cadeia de transpressão (pressure-ridge) e bacia de

distensão (pull-apart basin).

A zona de falha transcorrente de São Paulo é constituída, pelo menos, por quatro falhas

transformantes e três segmentos inter-transformantes de cadeia, ou seja, centros de

espalhamento de placas oceânicas (MAIA et al., 2016). Na maioria das partes, o contato entre

as placa Sul-Americana e Africana é evidenciada claramente pela morfologia submarina.

(MAIA et al., 2016; Motoki et al., 2015).

4.3. Formação São Pedro e São Paulo

A sequência sedimentar existente na Ilha Sudeste do ASPSP foi proposta por Campos

et al. (2002, 2003, 2009) e Virgens Neto (2006) como Formação São Pedro e São Paulo, sendo

uma unidade de idade Pleistocênica, de acordo com datações 14C em fósseis do topo da

sequência (VIRGENS NETO, 2006). Consiste em uma sequência sedimentar biolitoclástica

cimentada por carbonato de cálcio de precipitação marinha, repousante em contato discordante

sobre o embasamento peridotitico milonitizado. Esta unidade é representada por uma bancada

sedimentar de aproximadamente 6 metros de espessura e originou-se a partir da deposição dos

sedimentos marinhos em águas rasas de uma paleo-bacia em épocas de nível relativo do mar

mais elevado.



Campos et al., 2003 e Campos et al., 2009 sugerem que a Formação São Pedro e São

Paulo é composta por duas unidades principais: Atobás (A) e Viuvinhas (V), ambas constituídas

por duas subunidades (Figura 15 e Figura 16):

Unidade A (Unidade Atobá): A unidade repousa discordantemente sobre o

embasamento e é formada por duas sub-unidades, A1 e A2. A sub-unidade A1 e constituída por

seixos litoclásticos arredondados a sub arredondados, apresenta granodecrescencia normal, com

granulometria variando da base para o topo entre 5 e 1 cm com cimentação carbonática e

coloração avermelhada a amarronzada. Os seixos das camadas mais inferiores são mais

arredondados que os das camadas superiores. A sub-unidade A2, consiste em um arenito

carbonático grosso cimentado, de coloração escura em tom avermelhado a marrom, contendo

ainda seixos litoclásticos angulosos isolados. A Unidade Atobás encontra-se basculada em 10°

mergulhando para 160° de Az.

Unidade V (Unidade Viuvinha): unidade depositada discordantemente sobre a

Unidade Atobás. A Unidade Viuvinhas também é composta por duas sub-unidades: V1 e V2.

A sub-unidade V1 e constituída por matacões angulosos, métricos a decimétricos, misturados

em uma matriz arenítica fossilífera, com cimentação carbonática de coloração cinza. A sub-

unidade V2 é constituída por um arenito grosso, avermelhado, fossilífero, com seixos sub-

arredondados a sub-angulosos de dimensão centimétrica. A unidade Viuvinhas está basculada

35° para 300° Az.

No processo de formação da unidade pelo menos dois grandes episódios

sismotectônicos atingiram as rochas. O primeiro evento gerou uma discordância entre as duas

sequências de deposição e o segundo basculou todo o pacote. A atual espessura da sequência

não representa a espessura máxima devido ao intenso processo erosivo imposto pelo

intemperismo e tectônicos. Essa condição fica evidente uma vez que a morfologia da unidade

apresenta sinais de erosão marinha e erosão provocada por atividades sísmicas.



Figura 15 – Mapa geológico da sequência sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP. A- Unidade Atobá; B: Unidade

Viuvinha. (CAMPOS et al., 2002; 2003).



Figura 16 - Perfil AA’ (A) e BB’ (B) da sequência sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP identificado no mapa

geológico da Figura 15 (CAMPOS et al., 2002, 2003).



5. RESULTADO E DISCUSSÃO

5.1. Aspectos de Campo

As rochas da sequência sedimentar do arquipélago São Pedro e São Paulo ocorrem na

Ilha Sudeste em desconformidade erosional sobre as rochas do embasamento peridotítico

milonitizado e serpentinizado. As rochas apresentam coloração cinza, avermelhada até

esbranquiçada e estão basculadas aproximadamente 10° ora para 280 ora para 170 de Az.

Atualmente estão posicionadas a aproximadamente 1 metro acima do nível do mar, sendo

representadas por um pacote com espessura aproximada de 6 metros. Consistem em rochas com

componentes litoclásticos e bioclásticos cimentados por cimento carbonático, por vezes com

estratificação cruzada e mais frequentemente estratificação gradual. A granulometria das rochas

varia desde areia até conglomerados/brechas e são essencialmente mal selecionados, embora

existam níveis pouco espessos com melhores selecionamentos. A presença de seixos e matacões

é comum em todos os níveis, sendo desde angulosos até arredondados, devido a região ter

atividade sísmicas, o que provoca a queda de sedimentos angulosos no seio dos sedimentos

trabalhados. Os bioclásticos encontrados são principalmente fragmentos de corais, barnacles e

bivalves. Discordâncias e marcadores de paleoníveis indicam oscilações do nível do mar e

algumas direções de faturamento indicam a atuação tectônica sobre o pacote sedimentar. A

sequência sedimentar é representada por duas Unidades: Atobá (Figura 17) e Viuvinha (Figura

18).



Figura 17 - A) Perfil principal da sequência sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP. B) Detalhe da base da Unidade

Atobá (A1) com seixos arredondados e angulosos, discordância sobre o embasamento. C) Estratificação cruzada

na unidade A2 e discordância angular com a Unidade Viuvinha, marcada por paleonível.



Figura 18 – A) Topo do perfil da Unidade Viuvinha. B) Detalhe da fácies carbonática (V1) com macrofósseis

bivalves e litoclástos. C) Detalhe do arenito avermelhado e bem selecionado da fácies V2. D) Aspecto de

composição mista siliciclástica-carbonática com mistura composicional e de fácies na Unidade Viuvinha. E)

Blocos do embasamento compondo o perfil sedimentar da Unidade Viuvinha.



5.2. Descrição micropetrográficas

As análises petrográficas de campo e em seções delgadas auxiliaram na avaliação

textural, composição do arcabouço, caracterização das porosidades, eventos diagenétiscos e na

classificação da rocha nas duas fácies propostas para o perfil sedimentar híbrido (siliciclástico-

carbonático da Ilha Sudeste: Unidade Atobá, essencialmente litoclástica e Unidade Viuvinha,

essencialmente híbrida. As amostras coletadas foram descritas e sintetizadas na Tabela 2.

As rochas litoclásticas são formadas por texturas variadas de sedimentos gerados a partir

da erosão da rocha peridotítica do embasamento e pontualmente produtos sedimentares

retrabalhados. O principal evento diagenético é a cimentação carbonática que preenche quase

que todos os espações vazios entre os constituintes dentríticos. O cimento é de aragonita e

calcita magnesiana na forma de aragonita acicular e fibrosa e na forma de calcita muito

magnesiana microcristalina, fibrosa ou na forma rômbica (Figura 20 A-E).

As rochas híbridas são formadas por componentes aloquimicos, intraclástos e

extraclástos, angular a sub-angular e com texturas variadas. Assim como para as rochas

essencialmente litoclásticas da unidade inferior, para as híbridas, o principal evento diagenético

é a preenchimento dos espaços porosos por cimentação. Os principais tipos de cimentos das

rochas híbridas são calcita muito magnesiana microcristalina e cripto-cristalina e franja

prismática (Figura 23). As rochas híbridas apresentam as maiores porosidade da sequência e

são dos tipos intercristalina, intragranular e moldica (Figura 22 e Figura 23 A, B, D e F).

Tabela 2 – Análise quantitativa das microfácies da sequência sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP. Valores em

%.

Amostra

Composição do

Arcabouço Cimento Porosidade

Litoclástos Bioclastos

Fm

. A

tob

á

ASPSP 22 80 0 18 2

ASPSP 22 B 79 2 16 3

ASPSP 23 73 3 19 5

ASPSP 36 75 2 19 4

ASPSP 37 79 3 15 3

Fm

. V

iuv

inha

ASPSP 24 13 53 23 11

ASPSP 24 B 42 21 25 12

ASPSP 12 14 52 20 14

ASPSP 12 B 15 55 20 10

ASPSP 39 30 47 14 9

SE 01A 19 45 23 13



Unidade Atobá

Analises petrográficas revelam que a unidade Atobá é composta principalmente por

duas fácies sedimentares com granulometrias dominantes nas frações seixo e areia, segundo a

classificação de Wentworth (1922), embora ambas as fácies apresentem outras granulometrias

dispersas erraticamente, incluindo blocos. A grande dispersão na moda granulométrica tem

influência na atividade sísmica atuante na região, além da resposta ao intemperismo e período

de erosão imposto aos sedimentos, o que provoca um elevado valor do desvio padrão (ϕ), em

média 2, de acordo com a classificação de Pettijohn (1972), sendo classificada como muito

pobremente selecionando.

Seguindo a proposta de Power (1953), a esfericidade apresenta padrão ora tendendo a

muito baixa ora com porções com tendências a moderada, enquanto que o grau de

arredondamento é predominantemente anguloso. Os grãos que compõe as fácies estão

essencialmente flutuantes, refletindo no empacotamento frouxo, de acordo com o Índice de

Kahn (KAHN, 1956). Devido ao grau de selecionamento e arredondamento descrito para as

amostras analisadas, as litofácies da unidade Atobá representa a classe submadura de Folk

(1974), quando considerada a maturidade textural.

Em relação a aspectos de composição do arcabouço, os litotipos da unidade Atobá tem

na composição essencialmente grãos litoclásticos do embasamento e subordinadamente

fragmentos de rocha sedimentar e fósseis (Tabela 2) (Figura 19).

O cimento carbonático corresponde em média a 18% da composição total das rochas,

sendo representado por calcita magnesiana e aragonita. As principais morfologias são calcita

microcristalina, franja prismática isópaca e cristais criptocristalinos (Figura 20). O cimento

microcristalino ocorre circulando grãos e poros e preenchendo os espaços intergranulares. Essa

fase pode ser interpretada como fase posterior a franja isópaca de cristais fibrosos e aciculares,

que ocorre ao redor dos grãos, podendo projetar-se de forma desordenada, com algumas formas

de leque, para o interior de poros. A franja prismática isópaca é a principal morfologia do

cimento, com franjas de variados tamanhos e que envolvem todos os componentes do arcabouço

e chegam a formar contatos poligonais.

As rochas apresentam baixa porosidade, estando os espaços intergranulares preenchidos

por cimento, resultado do mal selecionamento dos grãos e ambiente de diagênese, no qual os

espaços vazios eram saturados em água. A porosidade representa em média 4 % da composição

das rochas da unidade, sendo representada majoritariamente por porosidade secundária dos



tipos propostos por Schmidt (1977): poros agigantados e grãos flutuantes, poros alongados e

móldica, reflexo do contato entre os grãos serem essencialmente flutuantes, diminuindo a

possibilidade da ocorrência de porosidades primárias, embora essa possa existir pontualmente

(Figura 20).

Figura 19 – Fotomicrografias da Unidade Atobá representativas do arcabouço das rochas. A, B, C e D) Variedades

granulométricas na composição do arcabouço das rochas. E, F G) Bioclastos não identificados compondo

arcabouço juntamente com litoclástos. H) Detalhe de litoclásto fraturado e preenchido por microbrecha.



Figura 20 – Fotomicrografias da Unidade Atobá representando as morfologias do cimento (A-E) e porosidades (F-

H). A) Seta vermelha indicando cristais fibrosos de calcita magnesiana na parede de litoclásto; seta preta indica

cutícula cripto-cristalina ao redor de grão. B) Seta vermelha indicando preenchimento de espaço vazio

intergranular por cimento microcristalino. C) Seta vermelha indicando grão completamente micritizado; seta preta

indicando grandes cristais fibrosos sobre cristais aciculares. D) Seta vermelha indicando cristais bem

desenvolvidos de cimento botroidais com franjas formando contato poligonal. E) Seta vermelha indicando cimento

microcristalino. F e H) Seta vermelha indicando presença de porosidade intregranular em grão de milonito,

especialmente na alterada. G) Seta vermelha indicando porosidade intercristalina bem desenvolvida.



A partir da descrição dos parâmetros texturais, foi possível concluir a existência de uma

moda granulométrica muito dispersa entre as litofácies da unidade Atobá, mesmo quando

considerado uma mesma fácies, o que sugere uma baixa eficiência no selecionamento, podendo

a fácies A2 ser ligeiramente melhor selecionada que a fácies A1, embora ambas apresentem

fragmentos e blocos do embasamento. A fácies A1 apresenta maior quantidade de fragmentos

e seixos do embasamento, muitas vezes com característica de brecha. Como o ASPSP se situa

numa zona sísmica, essa distribuição de sedimentos angulosos e arredondados em diferentes

níveis da Formação São Pedro e São Paulo sugere que a elevação do ASPSP devido a

compressão tectônica é episódica, concomitantemente com os abalos sísmicos (CAMPOS et

al., 2010)

Embora a proveniência dos componentes do arcabouço seja extrabacial a fonte está

muito próxima a bacia depocicional. No entanto, o alto trabalhamento por ondas e correntes

(erosão e abrasão) resultaram em componentes com esfericidade até alta e arredondamento

intermediária e por vezes bem arredondado, juntamente a esses grãos existem fragmentos

angulosos das escarpas do arquipélago, resultado de erosão e atividades sísmicas, como já foi

dito. O contato entre os grãos predominantemente flutuante e empacotamento frouxo indicam

que a rocha não foi submetida a elevadas compactações, tendo passado por processos

diagenéticos precoces, em condição de superfície, ou eodiagenêtico.

Unidade Viuvinha

A unidade Viuvinha é representada por duas fácies principais, uma litoclástica e uma

mista litoclástica-carbonática.

A granulometria é constituída por grãos com tamanhos variados podendo apresentar

frações desde areia até cascalho, sendo as maiores frações representadas por bioclastos e

frequentemente podendo ocorrer a presença de blocos do embasamento, devido a erosão de

escarpas. A grande variedade granulométrica é produto do ambiente deposicional ativo de

sedimentação, que resulta em uma mistura litoclástica-carbonática, com elevado desvio padrão,

apresentando média de 2,0 ϕ e, consequentemente, resultando em um grão de selecionamento

muito baixo: pobremente a moderadamente selecionado. Em relação a esfericidade e

arredondamento, é possível a distinção entre os grãos litoclásticos e bioclásticos, sendo os

primeiros com esfericidade intermediária a média e subarredondados, enquanto que os

bioclastos são essencialmente com baixa esfericidade.



Os grãos do arcabouço estão arranjados de maneira que o contato predominante entre

eles é o flutuante, resultando em um empacotamento frouxo, muito embora possam existir

contatos pontuais localmente. Texturalmente essa unidade é considerada submatura, resultado

do alto valor de desvio padrão, em média maior que 0,5 ϕ.

Composicionalmente, a unidade Viuvinha é formada por grãos litoclásticos e bioclastos,

sendo o elemento bioclasto o principal na fácies V2, chegando a representar 30% do arcabouço

da rocha. Os bioclastos são formados essencialmente por bivalves (muollusca e brachiopada),

gastrópode, briozoário, algas calcárias e equinoderma (

Figura 21). A maior parte dos bioclastos encontra-se bem preservada, com uma pequena

quantidade sofrendo processo de dissolução e/ou recristalização.



Figura 21 – A) Fotomicrografias de aspecto geral da unidade Viuvinha representando um arcabouço composto por

litoclástos e bioclasto. B) Seta vermelha indicando fragmento de alga vermelha; L - litoclásto. C) b – bivalve e L

– litoclásto arredondado e esférico. D) Seta vermelha indicando foraminífero (gênero textularina); L - litoclásto.

E, F) L – litoclastos moderadamente arredondados. G) b – fragmento de brachiopoda. H) Fragmento de fóssil com

bordas micritizadas (polarizadores cruzados).



O cimento representa em média 17% na composição da rocha da fácies V1 e 24% na

fácies V2. Ocorre principalmente na forma de franja prismática isópaca e microcristalina e para

a subunidade V1 a cimentação micrítica ocorre preenchendo espaços vazios intragranulares,

especialmente para os bioclastos (Figura 23).

A porosidade total é maior na fácies V1, para a qual a média pode chegar a 14%, sendo

representada quase que integralmente por porosidade secundária dos tipos intrapartícula,

interarticular, intercristalina e móldica e, subordinadamente, podendo ocorrer porosidade em

janela (Figura 22 e Figura 23). Já para a subunidade V2, a porosidade intercristalina e moldica

são as principais e representam em média 6% da composição da rocha.

Figura 22 – Fotomicrografias de aspectos da porosidade que compõe a Unidade Viuvinha. A, B) Seta vermelha

indicando porosidade intercristalina. C) Seta vermelha indicando porosidade móldica. D) Seta vermelha indicando

porosidade intergranular.



Figura 23 – Fotomicrografias representativas das morfologias de cimento que compõe a Unidade Viuvinha. A –

D: fácies V1 e E – H: fácies V2. A) Colônia de briozoários com porosidade intraclásto e crescimento de cimento

em franja dentro dos poros. B) Seta vermelha indicando desenvolvimento de cimento em franja em direção ao

interior dos poros sobre formas microcristalinas que cobrem fragmento de alga vermelha. C) Seta vermelha

indicando micrita infiltrante preenchendo espaço intragranular de bioclasto englobando microclástos. D) Seta

Vermelha indicando franja prismática bem desenvolvida contornando litoclásto e preservando porosidade

intercristalina. E) Foraminífero planctônico (gênero miliolina) com desenvolvimento de cristais de cimento

fibrosos. F, G) Seta vermelha indicando preenchimento de espaço intergranular com cimento microcristalinho. H)

Seta vermelha indicando cimento microcristalino e agulhas no interior de bioclasto.



5.3. Diagênese

A evolução diagenética para todas as litofácies da sequência sedimentar da Ilha Sudeste

do ASPSP seguiu eventos semelhantes, podendo um ou outro evento ser restrito a uma fáceis

particular. Inicialmente, durante os primeiros metros de soterramento, os sedimentos que deram

origem as rochas estudadas foram submetidos a um rearranjo textural, resultante das condições

de pressão atuantes no ambiente de eodiagênese. Tais condições de pressão são influenciadas

pela sobrecarga de sedimentos e pela pressão dos fluidos intersticiais. O rearranjo dos

sedimentos caracteriza o processo de compactação física que atuou como primeiro estágio

diagenético e se manteve atuante até o total preenchimento dos poros por fases cimentantes

subsequentes, a micritização pode ocorrer concomitantemente ao processo de compactação ou

logo em seguida. A cimentação é responsável pela redução da porosidade primária do depósito.

Independentemente da fáceis analisada, os grãos flutuantes, e consequente empacotamento do

tipo frouxo, observados sugerem que os sedimentos da sequência sedimentar da Ilha Sudeste

do ASPSP sofreram pouca compactação física. Este fato indica que antes mesmo que os efeitos

da compactação física se mostrassem muito pronunciados, deram-se início de forma precoce os

eventos de cimentação.

O processo de cimentação ocorre como o segundo evento diagenético de maior

expressão e também no ambiente de eodiagênese. Dentre as sete morfologias de cimentos

carbonáticos reconhecidos por Vieira & De Ros (2006) para beachrocks costeiros, apenas três

não foram observadas nas litofácies da sequência sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP, sendo

elas: (1) agregados radiais, (2) agregados isolados e desorientados de cristais escalenoédricos e

(3) equant. As demais cinco morfologias foram identificadas e são apresentadas a seguir de

acordo com sua ordem proposta de evolução acrescentado da micrita infiltrante que ocorrem na

fácies carbonática (subunidade V1).

A composição mineralógica e a morfologia de cada tipo de cimento presente em

produtos de litificação marinhas podem refletir os diferentes estágios diagenéticos aos quais

essas rochas foram submetidas. Isso implica que quanto melhor cimentado for a rocha,

possivelmente mais fases de cimentação participaram dos eventos diagenéticos.

De acordo com Folk (1973) a mineralogia e a forma dos cimentos carbonáticos são

controladas principalmente pela taxa de cristalização e razão Mg/Ca e Na presentes no fluido a

partir do qual precipitam, sendo importantes indicadores de seu ambiente de formação. O

magnésio seletivamente contamina o crescimento lateral da calcita, assim, em ambientes ricos



em magnésio, tal qual ambientes marinhos rasos, o carbonato de cálcio precipita

preferencialmente como cimentos de aragonita e calcita magnesiana na forma de aragonita

acicular e fibrosa e na forma de calcita muito magnesiana microcristalina, fibrosa ou na forma

rômbica a romboédrica

A cimentação é iniciada pela precipitação de cutículas critptocristalinas, que geralmente

apresenta coloração marrom escura e crescem na superfície dos grãos e, em alguns casos,

adentram para o interior dos poros, possuindo dimensões homogênea e predominantemente

contínua. Em geral, o cimento criptocristalino é coberto por franja isópaca.

A franja prismática isópaca é um dos principais cimentos marinhos. Meyers (1987)

sugere que a cimentação por franja prismática isópaca desenvolva-se somente depois que a

permeabilidade foi reduzida. Longman (1980) interpretou diferentes texturas de cimentos

carbonáticos e indicou a franja isópaca como gerada em zona freática marinha. A franja isópaca

é a segunda morfologia do cimento precipitado e mais comum nas amostras analisadas,

independente das fácies, sendo a subunidade V1 exceção pela quase ausência dessa morfologia

na cimentação. Esse cimento, geralmente, ocorre diretamente na superfície dos grãos litoclástos

e bioclastos, em torno de poros ou sobre o cimento criptocristalino precipitado anteriormente.

Porém, ora pode apresentar-se como uma franja espessa e bem desenvolvida e ora como uma

franja delgada e incipiente (Figura 20 C e D; Figura 23 D). Em alguns casos essa franja pode

precipitar dentro de bioclastos, preenchendo as cavidades internas dos mesmos (Figura 23 A e

H).

Posteriormente às franjas prismáticas isópacas, pode ocorrer a precipitação de

morfologias botrioidais ou agregados fibro-radiais como descrito por Vieira & De Ros (2006),

sendo considerados um produto de nucleação limitada, a qual favoreceria a disposição radial,

ocorrendo preferencialmente nos grãos litoclásticos. O cimento fibro-radial foi identificado,

dispostos radialmente a partir do núcleo, em geral isolados ou associados aos cimentos

pseudopeloidais e muitas vezes formando contatos poligonais (Figura 20 D).

O cimento microcristalino é um dos principais cimentos marinhos e um dos mais

abundantes encontrados nas rochas da sequência sedimentar da Ilha Sudeste da Formação São

Pedro e São Paulo e constantemente está associado às franjas prismáticas isópocas,

precipitando-se sobre elas. É caracterizado pela precipitação de pequenos cristais de calcita,

predominantemente, nos espaços intergranulares, aonde, em geral, preenche todo o espaço

poroso e, por vezes ocupa espaços intergranulares, sobretudo nos bioclastos (Figura 20 B e



Figura 23 G). Longman (1980) indica este tipo de cimento como de origem na zona freática e

Vieira & De Ros (2006) o interpretam como uma precipitação interna microcristalina. Essa

morfologia do cimento é interpretada como a terceira fase de cimentação das rochas estudadas,

sendo posterior a cutículas cripto-cristalinas e franjas prismáticas isópacas.

Após o desenvolvimento do cimento de calcita microcristalina, a rocha foi submetida a

condições físico-químicas que propiciaram o surgimento da porosidade secundária, gerada pela

dissolução de cimentos precipitados precocemente e de grãos instáveis (principalmente

serpentina do milonito e bioclastos). Posteriormente à geração de porosidade secundária,

ocorreu uma nova sequência de precipitação onde foram gerados os cimentos de agregados

pseudo-peloidais. Os agregados pseudo-peloidais são represados por massas, normalmente de

coloração amarronzada, formados por partículas esféricas e elipsoidais de pequeno diâmetro.

Seu arranjo é bastante espaçado, podendo ocorrer em porções isoladas ou preencher totalmente

a porosidade da amostra. É um tipo de morfologia pouco comum nas rochas da sequência

sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP, tendo representação coadjuvante na cimentação,

principalmente na fácies carbonática (V1).

Por fim, como último estágio evolutivo ao qual as rochas da sequência sedimentar da

Ilha Sudeste do ASPSP foram submetidas, observa-se a oxidação parcial de pequenas porções

nos cimentos previamente gerados, fato este atribuído a condições de alta quantidade de

oxigênio experimentada pela rocha (Figura 23 G). A Figura 24 ilustra a ordem de ocorrência

dos eventos diagenéticos.

Figura 24 – Quadro resumo dos processos diagenéticos atuantes na formação das rochas da sequência sedimentar

da Ilha Sudeste do ASPSP.



6. CONCLUSÃO

O reconhecimento dos principais constituintes de uma rocha é muito importante no

momento de estabelecer uma classificação petrológica. Nesse contexto, as rochas

representativas da sequência sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP são formadas por

sedimentos siliciclásticos e híbridos (silicicástico-carbonático), sugerindo a necessidade de ser

classificada como tal.

O estudo de depósitos sedimentares mistos deve ser diferente se comparado com as

abordagens analíticas usualmente utilizadas para os sedimentos siliciclásticos ou carbonatícos

sendo necessário a aplicação de metodologias oriundas de ambos depósitos. Assim, foram

adotadas descrições específicas para a classificação das rochas, bem como considerações a seus

respectivos ambientes de formação.

Foram individualizadas duas unidades em uma sequência sedimentar que inclui fácies

essencialmente siliciclásticas e fácies de mistura. A unidade basal da sequência é a Atobá que

está em desconformidade erosional sobre o embasamento e encontra-se basculada em 10°

mergulhando para 160° de Az. É composta por duas litofácies principais: A1 e A2, sendo a A1

constituída por seixos litoclásticos arredondados a sub arredondados e angulosos, apresenta

granodecrescencia normal, com granulometria variando da base para o topo e coloração

avermelhada a amarronzada. Os seixos das camadas mais inferiores são mais arredondados que

os das camadas superiores. A litofácies A2, é formada por um arenito grosso, de coloração

escura em tom avermelhado a marrom, contendo seixos litoclásticos angulosos isolados. A

unidade superior é a Viuvinha e foi depositada discordantemente sobre a Unidade Atobá. A

unidade Viuvinha está basculhada para 35° para 300° Az e também é composta por duas

litofácies: V1 e V2. A litofácies V1 é constituída por uma grande quantidade de bioclastos e

litoclástos angulosos, misturados em uma matriz arenítica fossilífera com coloração cinza. A

litofácies V2 é constituída por um arenito médio a grosso moderadamente a bem selecionado,

avermelhado, fossilífero, com seixos sub-arredondados a sub-angulosos de dimensão

centimétrica.

A granulometria dos constituintes do arcabouço das rochas das 4 litofácies

individualizadas são desde fração areia a seixos e blocos, com selecionamento essencialmente

pobre, sendo a fácies V2 exceção por apresentar arredondamento variando desde muito angular

a arredondado e esfericidade de muito anguloso a sub-arredondado. A grande variedade textural



apresentada pelas rochas estudadas tem influência direta da atividade sísmica atuante sobre a

região, que controla a grande mistura de sedimentos diversos na composição.

A cimentação carbonática é essencialmente formada por calcita magnesiana e aragonita,

nas morfologias criptocristalina, franja e microcristalina, principalmente. A cimentação

representa em média entre 16 e 25% dos constituintes das rochas, sendo mais expressiva na

unidade Viuvinha, com o máximo de 25% para litofácies V2 e apresentado entre 16 e 19% para

a unidade Atobá.

Ambientes marinhos rasos são especialmente susceptíveis a destruição de porosidade

por cimentação por seus típicos altos níveis de supersaturação de águas marinhas relacionada

às fases minerais de carbonato metaestável. Isso justifica a baixa porosidade das rochas

analisadas, representando entre 3 e 12% a composição da rocha. No entanto, valores entre 10 e

12% são restritos a fácies V1, enquanto que a unidade Atobá apresenta médias de porosidade

entre 3 e 5%.

No processo de formação da unidade pelo menos dois grandes episódios

sismotectônicos atingiram as rochas. O primeiro evento gerou uma discordância entre as duas

sequências de deposição e o segundo basculou todo o pacote. A atual espessura da sequência

não representa a espessura máxima devido ao intenso processo intempérico e erosivo e

tectônicos, comum na região. Essa condição fica evidente uma vez que a morfologia da unidade

apresenta sinais de erosão marinha e erosão provocada por atividades sísmicas.

Apesar da dificuldade de realizar pesquisas científicas em ambientes remotos como nas

ilhas oceânicas, é sugerido um aprofundamento do estudo da sequência sedimentar da Ilha

Sudeste do ASPSP, com campanha de amostragens e datação do conteúdo bioclástico e cimento

de forma sistemática e individualizado por litofácies, a fim de melhorar o entendimento sobre

a condição de deposição daqueles sedimentos e a gênese envolvida na formação das rochas e

como forma de embasar a proposta de justificar a condição de Fm. São Pedro e São Paulo.



REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

ALEXANDERSSON, T. Mediterranean beachrock cementation: marine precipitation of Mg-

calcite. In: STANLEY, D. J. (Ed.). The Mediterranean Sea: a natural sedimentation laboratory.

Stroudsburg, Dowden, Hutchinson & Ross, 1972.

BRUN, J.P., SOKOUTIS, D., DRIESSCHEM, H.V.D. Analogue modeling of detachment fault

systems and core complexes. Geology, v. 22, n. 4, p. 319-322, 1994.

BUDD D.A., HARRIS P.M. Carbonate-Siliciclastic Mixtures, SEPM Reprint Series. 1990.

BURLEY, S.D. & WORDEN, R. Sandstone Diagenesis: Recent and Ancient.Reprint Series

Vol. 4, International Association of Sedimentologists, Blackwell Publ. Ltd. 2003.

CAMPOS T.F.C., SRIVASTAVA N.K., MACAMBIRA M.J.B., PETTA R.A., AMARAL R.,

VIRGENS NETO J. A Formação São Pedro e São Paulo: uma nova unidade litoestratigráfica

quaternária do Atlântico Equatorial brasileiro. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE

GEOLOGIA, 2002, João Pessoa. Anais... João Pessoa: Sociedade Brasileira de Geologia, 2002.

CAMPOS, T. F. C., BEZERRA, F. H. R., PETTA, R. A., DAS VIRGENS NETO, J.,

SIRIVASTAVA, N. K., MACAMBIRA, M., AMARAL, R. Novos dados litoestratigráficos da

Formação São Pedro e São Paulo (Atlântico Equatorial): 10 anos – Programa Arquipélago São

Pedro e São Paulo 321 Implicações tectônicas e eustáticas. II Congresso do Quaternário de

Países de Línguas Ibéricas e IX Congresso da Associação Brasileira de Estudos do Quaternário,

2003. Resumos, 284-285 (cd-room). Recife/PE.

CAMPOS, T.C.C., BEZERRA, F.H.R., SRIVASTAVA, N.K., PETTA, R.A., VIRGENS

NETO, J. As Rochas Sedimentares do Arquipélago de São Pedro e São Paulo e a Formação

Neogênica de São Pedro e São Paulo. Os dez anos da Estação Científica do Arquipélago de São

Pedro e São Paulo. Brasília: SECIRM, 2009.

CAMPOS, T.F.C., BEZERRA, F.H.R., SRIVASTAVA, N.K., VIEIRA, M.M., VITA-FINZI,

C. Holocene tectonic uplift of the St. Peter and St. Paul Rocks (Equatorial Atlantic) consistent

with emplacement by extrusion. Marine Geology, v. 271, p. 177-181, 2010.

CANALES, J.P., TUCHOLKE, B.E., COLLINS, J.A. Seismic reflection imaging of an oceanic

detachment fault: Atlantis megamullion (Mid-Atlantic Ridge, 30º10’N). Earth and Planetary

Science Letters, v. 222, n. 2, p. 543-560, 2004.

CANNAT, M., SAUTER D., MENDEL V., RUELLAN E., OKINO K., ESCARTIN J.,

COMBIER V., BAALA M. Modes of seafloor generation at a melt-poor ultraslow-spreading

ridge, Geology, v.34, n.7, p. 605–608, 2006.



CHOQUETTE, P. W., PRAY, L. C. Geologic nomenclature and classification of porosity in

sedimentary carbonates. The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 54,

p.207-250, 1970.

CHIARELLA D., LONGHITANO S.G. Distinguishing depositional environments in shallow-

water mixed bio-siliciclastic deposits on the base of the degree of heterolithic segregation

(Gelasian, Southern Italy). J. Sediment. Res., v. 82, p. 962- 990, 2012.

CHIARELLA, D., LONGHITANO, S.G., TROPEANO, M. Types of mixing and

heterogeneities in siliciclastic-carbonate sediments, Marine and Petroleum Geology, v. 88, p.

617-627, 2017.

DICKINSON, W.R. Interpreting provenance relations from detrital modes of sandstones.

Provenance of arenites, v. 148, p. 333-361, 1985.

DICK, H.J.B., LIN, J., SCHOUTEN, H. An ultraslowspreading class of ocean ridge. Nature,

v. 426, p. 405-412, 2003.

DOLAN J.F. Eustatic and tectonic controls on deposition of hybrid siliciclastic/carbonate

basinal cycles: Discussion with examples. Am. Ass. Petr. Geol. Bull., v. 73, p. 1233-1246,

1989.

DOTT, R. H. Wacke, greywacke and matrix-what approach to immature sandstone

classification? Journal of Sedimentary Petrology, v. 34, p. 625-632,1964.

DUNHAM, R.J. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In:

Classification of Carbonate Rocks (Ed. by W.E. Ham). Mem. Am. Ass. Petrol. Geol. v.1, p.

108- 121, 1962.

EMERSON, S. R., HEDGES, J. L. Chemical Oceanography and the marine carbon cycle.

Cambridge University Press. 470 pp. 2008.

ESCARTÍN, J., SMITH, D. K., CANN, J., SCHOUTEN, H., LANGMUIR, C. H., ESCRIG, S.

Central role of detachment faults in accretion of slow-spreading oceanic lithosphere. Nature,

455, 2008.

FOLK, R. L. The distinction between grain size and mineral composition in sedimentar rock

nomenclature. Journal of Geology, v. 62, n. 4, p. 344-359, 1954.



FOLK, R.L. Practical petrographic classification of limestones. Boletim da AAPG, v. 43, p.1-

38, 1959.

FOLK, R.L. Spectral subdivision of limestones types. In: Classification of Carbonate Rocks –

a Symposium, W.E. Ham, ed., Tulsa, OK. American Association of Petroleum Geologists

Memoir 1, p.62-84, 1962.

FOLK, R.L. Some aspects of recrystallization in ancient limestones. In: Dolomitization and

Limestone Diagenesis (Ed. L.C. Pray & R.C. Murray). Spec. Publ. Soc. Econ. Paleont. Miner.

v.13, p. 14-48, 1965.

FOLK, R. L. Petrology of sedimentary rocks. Austin: Hemphill,1968.

FOLK, R.L. The natural history of crystalline calcium carbonate: effect of magnesium content

and salinity. Journal of Sedimentary Petrology, v. 44, p. 40-53, 1973.

FOLK, R.L. The natural history of crystalline calcium carbonate: effect of magnesium content

and salinity. J. sedim. Petrol., v. 44, p. 40-53, 1974.

FLUGEL, E. Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application.

Berlin: Springer-Verlag, 2010.

GISCHLER, E. Beachrock and intertidal precipitates. In: NASH D.J. & MCLAREN S.J. (Eds.).

Geochemical sediments and landscapes. Blackwell Publishing Ltd. 465p. 2007.

HEKINIAN, R., JUTEAU, T., GRACIA, E., UDINTSEV, G., SICHLER, B., SICHEL, S.E.,

APPRIOUAL, R. Submersible observations of Equatorial Atlantic Mantle: The St. Paul

Fracture Zone region. Mar Geophys Res, v. 21, p.529-560, 2000.

HOPLEY, D. Beachrock as a sea-level indicator. In: VAN DE PLASSCHE, O. (Ed.), Sea-level

Research. Galliard Printers, Great Yarmouth, pp. 157–173. 1986.

LONGMAN M.W. Carbonate diagenetic textures from nearsurface diagenetic environments.

The American Association of Petroleum Geologist Bulletin, v. 64, p. 461-487, 1980.

KAHN, J. S. The analysis and distribution of the properties of packing in sand-size sediments.

On the mensurement of packing in sandstones. Jornal of Geology, v. 64, p. 385-395, 1956.

MAIA, M., GENTE, P. Three‐dimensional gravity and bathymetry analysis of the Mid‐Atlantic

Ridge between 20°N and 24°N: Flow geometry and temporal evolution of the segmentation, J.

Geophys. Res., v. 103, p. 951–974, 1998.



MAIA, M., SICHEL, S., BRIAIS, A., BRUNELLI, D., LIGI, M., FERREIRA, N., CAMPOS,

T., MOUGEL, B., BREHME, I., HEMOND, C., MOTOKI, A., MOURA, D., SCALABRIM,

C., PESSANHA I., ALVES E., AYRES A., OLIVEIRA P. Extreme mantle uplift and

exhumation along a transpressive transform fault. Nature Geoscience, v. 9, n. 8, p. 619-624.

2016.

MCLEAN R. Beachrocks. In: HOPLEY, D. (Ed.), Encyclopedia of modern coral reefs –

Structure, forme and process. Springer Encyclopedia of earth sciences series, p.107- 111.

2011.

MEYERS, J. H. Marine vadose beachrock cementation by cryptocrystalline magnesian calcite-

Maui, Hawaii. Journal of Sedimentary Petrology, v. 57, p. 558-570, 1987.

MILLIMAN, J. D. Marine Carbonates. Berlin: Springer, 1974.

MOTOKI, A., SICHEL, S. E., CAMPOS, T. F. C., SRIVASTAVA, N. K., SOARES, R. Taxa

de soerguimento atual do Arquipélago de São Pedro e São Paulo, Oceano Atlântico Equatorial.

Revista Escola de Minas, v. 62, n. 3, p. 331-342, 2009.

MOTOKI, K.; MOTOKI, A.; SICHEL, S.E. Gravimetric structure for the abyssal mantle

exhumation massif of Saint Peter And Saint Paul Peridotite Ridge, Equatorial Atlantic Ocean,

and its relation to the active uplift driving force. Anais da Academia Brasileira de Ciências,

2013

MOTOKI, A., SICHEL, S. E., VARGAS, T. T., SZATMARI, P. P., SIAL, A. N., NETO, J. A.

B., RIBEIRO, A. K. Exumação das Rochas Mantélicas no Arquipélago de São Pedro e São

Paulo, Oceano Atlântico Equatorial, e sua Implicação na Possível Geração de Hidrocarbonetos

Abiogenéticos por Serpentinização. Anuário do Instituto de Geociências, v. 38, n 1, p. 05-20,

2016.

MOUNT J.F. Mixed siliciclastic and carbonate sediments: a proposed first-order textural and

compositional classification. Sedimentology, v. 32, p. 435-442, 1985.

MCBRIDE, E. F. A classification of common sandstones. Journal of Sedimentary

Petrology, v. 33, p. 664-669, 1963.

PETTIJOHN, F.J. Sedimentary rocks. New York: Harper and Brothers, 1949.

PETTIJOHN, F.J., POTTER, P.E., SIEVER, R. Sand and Sandstones. New York: Springer

Verlag, 1973.

PETTIJOHN, F.J. Sedimentary Rocks. 3. Ed. New York: Harper and Row, 1975.



POWERS, M.C. A new roundness scale for sedimentary particles. J. Sediment. Res., v.

23, p. 117-119, 1953.

SCHMIDT, V., MCDONALD, D.A., PLATT, R. L. Pore Geometry and Reservoir Aspects of

Secondary Porosity in Sandstones. Bull. Can. Pet. Geol., v. 25, n. 2, p. 271-290, 1977.

SICHEL, S.E., ESPERANÇA, S., MOTOKI, A., MAIA, M. HORAN, M. F., SZATMARI, P.,

ALVES, E.C., MELLO, S.L.M. Geophysical and geochemical evidence for cold upper mantle

beneath the Equatorial Atlantic Ocean. Revista Brasileira de Geofísica, v. 26, p. 69-86, 2008.

SICHEL S.E., MOTOKI A., CAMPOS T.F.C., ANGEL-AMAYA J., VARGAS T., MAIA M,

BAPTISTA NETO J.A., KOGA M.S., MOTOKI K.F., SIMÕES L.S.A., GORINI M.A. &

SZATMARI P. Origem e evolução das rochas mantélicas da Cadeia Peridotítica de São Pedro

e São Paulo, Oceano Atlântico Equatorial. Boletim de Geociências da Petrobras, v. 20, n. 1-

2, p. 97–128, 2011.

TEIXEIRA, W., FAIRCHILD, T.R., TOLEDO, M.C.M., TAIOLI, F. Decifrando a Terra. 2.

Ed. São Paulo: Companhia Editora Nacional, 2009.

TUCKER, M. E. The Field Description of Sedimentary Rocks. John Wiley Sons, Inc. 1993.

TUCKER, M.E. Sedimentary Petrology. 3 ed. Osney Nead: Blackwell Science, 2001.

TURNER, R.J. Beachrock. In: SCHWARTZ, M.L. (ed) Encyclopedia of Coastal science.

Kluwer Academic Publishers, The Netherlands, p. 183-186, 2005.

VIEIRA, M. M. Aspectos sedimentológicos e petrológicos dos beachrocks do estado do Rio

Grande do Norte. 2005. 243 f. Tese (doutorado) Programa de Pós-Graduação, Universidade

Federal do Rio Grande do Sul, Rio Grande do Sul, 2005.

VIEIRA, M. M., DE ROS, L. F. Cementation patterns and genetic implications of Holocene

beachrocks from northeastern Brazil. Sedimentary Geology, v. 192, n. 3–4, p. 207–230, 2006.

VIRGEM NETO, J. Aspectos geológicos do Arquipélago de São Pedro e São Paulo –

Atlântico Equatorial. 2006. Dissertação (Mestrado em Geociências) – Centro de Ciência

Exatas e da Terra, UFRN, Natal, 2006.

VOUSDOUKAS, M. I., VELEGRAKIS, A. F., PLOMARITIS, T. A. Beachrock occurrence,

characteristics, formation mechanisms and impacts. Earth-Science Reviews, v. 85, n. 1–2, p.

23–46, 2007.



ZUFFA, G.G. Hybrid arenites: their composition and classification. J. Sediment. Res., v. 50,

p. 21-29, 1980.

ZUFFA, G.G. Optical analysis of arenites: influence of methodology on compositional results.

In: Zuffa G.G. (ed.) Provenance of Arenites. Dordrecht, Germany, D. Reidel Pub. Co., p. 165-

189. 1985

WENTWORTH, C. K. A scale of grade and class terms for clastic sediments. Jornal

Sedimentary Petrology, v. 30, p. 377-392, 1922.

WORDEN, R. H., BURLEY, S. D. Sandstone Diagenesis: The evolution of sand tos stone.

International Association of Sedimentologists. ISBN:. 2003.

universidade federal do rio grande do norte departamento de geologia … · 2020. 1. 5. · centro...

Documents