Relatório Final - PIBIC

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<p>UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ</p><p>PRÓ-REITORIA DE PESQUISA E PÓS-GRADUAÇÃO</p><p>DEPARTAMENTO DE PESQUISA</p><p>PROGRAMA INSTITUCIONAL DE BOLSAS DE INICIAÇÃO CIENTÍFICA - PIBIC/CNPq e</p><p>PIBIC/UFPA</p><p>RELATÓRIO TÉCNICO - CIENTÍFICO</p><p>Período: setembro de 2018 a setembro de 2019</p><p>( ) PARCIAL</p><p>(X) FINAL</p><p>IDENTIFICAÇÃO DO PROJETO</p><p>Título do Projeto de Pesquisa: O SISTEMA PETROLÍFERO DO GRUPO ARARAS,</p><p>NEOPROTEROZOICO DO SUL DO CRÁTON AMAZÔNICO</p><p>Resolução CONSEP: Portaria 06/2018</p><p>Nome do Orientador: Afonso César Rodrigues Nogueira - anogueira@ufpa.br</p><p>Titulação do Orientador: Doutor</p><p>Faculdade: Geologia</p><p>Unidade: Instituto de Geociências</p><p>Laboratório: Grupo de Análise de Bacias Sedimentares da Amazônia - GSED</p><p>Título do Plano de Trabalho: “Análise Estrutural e Sedimentológica de Estruturas</p><p>Glaciotectônicas da Formação Cabeças, Devoniano da Bacia do Parnaíba, Pedro Afonso,</p><p>Tocantins”.</p><p>Nome do Bolsista: Gabriel Guimarães Favacho – favacho18@gmail.com</p><p>Tipo de bolsa: PIBIC/CNPq</p><p>1. INTRODUÇÃO</p><p>1.1. APRESENTAÇÃO</p><p>No contexto do paleocontinente Gondwana Ocidental, depósitos de origem glacial</p><p>estão preservados principalmente em bacias sedimentares da América do Sul (Cunha et</p><p>al. 1994; Loboziak et al. 2000; Streel et al. 2000; Isaacson et al. 2008). Neste contexto,</p><p>são documentados estratos glaciais principalmente na Bacia do Parnaíba, uma bacia</p><p>intracratônica, localizada na porção noroeste do nordeste brasileiro com uma área total</p><p>equivalente de 600.000 km², abrangendo parte dos estados do Piauí, Maranhão,</p><p>Tocantins, Pará, Ceará e Bahia (Góes e Feijó, 1994; Vaz et al, 2007).</p><p>Segundo (Goes e Feijó, 1994), a Formação Cabeças pertence a Sequência</p><p>Devoniana que corresponde ao Grupo Canindê da Bacia do Parnaíba. Nessa Formação, o</p><p>litotipo predominante consiste de arenitos cinza-claros a brancos, médios a grossos, com</p><p>intercalações delgadas de siltitos e folhelhos. Diamictitos ocorrem eventualmente e com</p><p>maior freqüência na parte superior.</p><p>Embora descritas em termos mais gerais, essas feições estruturais advindas das</p><p>glaciações ocorridas no Devoniano Superior, ainda carecem de dados estruturai mais</p><p>expressivos, principalmente no que concerne aos critérios geométricos e cinemáticos e a</p><p>mecânica de formação. Até o momento não se sabe um modelo deposicional e cinemático</p><p>que possa inferir o provável sentido de migração das geleiras durante o Devoniano</p><p>(Famenniano) (Oliveira, 1997, Barbosa 2014)</p><p>1.2. LOCALIZAÇÃO</p><p>A área onde estão situadas as rochas estudadas, em corte de estrada, está localizada</p><p>no Estado do Tocantins na borda sudoeste da Bacia do Parnaíba na margem esquerda da</p><p>BR – 235 entre a Cidade de Pedro Afonso e de Alto Alegre nas coordenadas Universal</p><p>Transversa de Mercator (UTM) 23 S - 176811.57 m E / 8999805.20 m S (Fig. 1).</p><p>2. OBJETIVOS</p><p>O presente trabalho de iniciação científica tem por objetivo:</p><p>Reconstituição paleoambiental e dos eventos de deformação sinsedimentar</p><p>relacionados à glaciotectonica da Bacia do Parnaíba.</p><p>3. MATERIAIS E MÉTODOS</p><p>A fase de campo consistiu na coleta de dados sedimentológicos e estruturais.</p><p>Os dados sedimentológicos foram coletados a partir da observação de litologia,</p><p>textura, estrutura, geometria, contatos, fósseis e padrões de paleocorrente,</p><p>individualização em unidades e descrição geral das características de todas as fácies com</p><p>o desenvolvimento de perfis estratigráficos e seções de afloramentos com auxílio de</p><p>material de desenho, bússola e lupa. O modelamento de associação das fácies e</p><p>interpretações paleoambientais foram baseados nas técnicas de modelamento de fácies de</p><p>Walker (2006), Walker & James (1992).</p><p>A coleta de dados estruturais inclui a observação de elementos geométricos e</p><p>cinemáticos das estruturas glaciotectônicas (atitude do acamamento, foliação, rejeitos de</p><p>falhas, eixos de dobras, estrias e ressaltos em planos de falhas e lineações). Estes dados</p><p>obtidos em superfície foram coletados, com ênfase nos aspectos geométricos e</p><p>cinemáticos, seguindo as técnicas rotineiras de geologia estrutural de acordo com Mcclay</p><p>& Kenneth, (1987), Passchier et al. (1993), Barnes (1991), Twiss & Moores (1992) e</p><p>Davis & Reynolds (1996). A orientação espacial de estruturas geológicas foi medida com</p><p>uma bússola geológica. A análise e interpretação das estruturas glaciotectônicas seguiu a</p><p>proposta de Hart e Boulton (1991). Por fim, os dados foram plotados no programa</p><p>Stereonet 10.1.5. a fim de obter um estereograma com os dados obtidos.</p><p>Figura 1:A) contextualização da</p><p>seção na Bacia do Parnaíba. B) A</p><p>sucessão estratigráfica do Grupo</p><p>Canindé com indicação dos</p><p>principais litotipos e estruturas</p><p>sedimentares.</p><p>A confecção do mapa de localização foi feita a partir do software ArcGis 10.5,</p><p>com shapefiles obtidos no banco de dados do Serviço Geológico do Brasil (CPRM) e da</p><p>Carta Planialtimétrica Rio Tocantins (SC-23-V-C-I), publicada em 1979 pela Diretoria</p><p>de Serviço Geográfico – Brasil.</p><p>4. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL</p><p>4.1. BACIA DO PARNAÍBA</p><p>A Bacia está localizada na região nordeste do território brasileiro. Está possui uma</p><p>dimensão de 600 mil Km² atravessando parte dos estados do Piauí, Maranhão, Tocantins,</p><p>Pará, Ceará e Bahia (Góes e Feijó, 1994), em seu depocentro a espessura de suas rochas</p><p>atinge aproximadamente 3.500 m (Vaz, 2007). A arquitetura é composta por um substrato</p><p>formado principalmente por rochas metamórficas procedente de processos</p><p>tectonomagmáticos que datam o Mesoproterozóico (Góes et al. 1992, apud Góes e Feijó,</p><p>1994).</p><p>Na literatura, foi classificada como uma Bacia intracratônica composta complexa</p><p>do tipo 2A (Klemme,1980, apud Figueiredo e Gabaglia, 1986), dessa maneira, sua gênese</p><p>pode estar relacionada a rifteamento múltiplos, que deram origem a subsidência (Váz. et</p><p>al. 2007). Além disso, a sua pequena espessura em relação ao seu comprimento, reflete</p><p>uma subsidência flexural muito lenta (Figueiredo e Gabaglia, 1986), controlada,</p><p>principalmente, pelo lineamento Transbrasiliano (SO-NE) e Picos-Santa Inês (NO-SE)</p><p>(Ararújo, 2015).</p><p>A formação da Bacia foi mediante a estabilização da Plataforma Sul-Americana,</p><p>outras como Acre, Solimões, Amazonas, Paraná e afins também foram formadas pelo</p><p>mesmo evento. O preenchimento da Bacia está relacionado as sucessivas transgressões e</p><p>regressões que elevaram e diminuíram o nível eustático do mar, durante o Paleozóico</p><p>(Almeida, 2004).</p><p>Por fim, a Bacia foi dividida em cinco sequências, Sequência Siluriana; Sequência</p><p>Devoniana; Sequência Carbonífero-Triássica; Sequência Jurássica e Sequência Cretácea</p><p>(Góes e Feijó, 1994), sendo alteradas por Vaz et al. (2007) e renomeadas para Sequência</p><p>Siluriana; Sequência Mesodevoniana-EoCarbonífera; Sequência Neocarbonífera-</p><p>Eotriássica; Sequência Jurássica e Sequência Cretácea.</p><p>4.2. GRUPO CANINDÉ</p><p>O Grupo Canindé, de idade Mesodevoniana à Eocarbonifera, foi cunhado</p><p>inicialmente por Rodrigues (1967) e Carozzi (1975) apud (Góes e Feijó, 1994), e</p><p>agrupava as formações Pimenteiras, Cabeças e Longá. Desde a sua criação o grupo foi</p><p>redefinido duas vezes, primeiro por Caputo e Lima (1984), onde a Formação Itaim foi</p><p>acrescida ao Grupo e segundo por Góes et al. (1992) que adicionou, também, a Formação</p><p>Poti. Depositando-se discordantemente sobre o Grupo Serra Grande e no extremo lesta</p><p>da Bacia, diretamente no embasamento (Góes et al., 1995). Sua sedimentação é</p><p>consequência aporte sedimentar preexiste, que promove uma subsidência flexural, o</p><p>Grupo corresponde a segunda sequência transgressivo-regressivo da Bacia (Silva, 1998).</p><p>Ademais, ocorre a formação de mares empíricos, nessa idade, por consequência de um</p><p>adelgaçamento litoesférico e uma tendência da elevação do nível do mar pode estar</p><p>relacionado a retomada da sedimentação, acrescenta Barbosa, 2014.</p><p>Segundo Góes e Feijó (1994) e Váz. et al. (2007), a Formação Itaim, de idade</p><p>mesodevoniana, é composta por uma intercalação de arenitos finos esbranquiçados com</p><p>folhelho cinza médio a escuro, ademais, possui granocrescência ascendente (Della</p><p>Fávera, 1990 apud Váz. et al., 2007) e alcançam espessuras maiores à 250 m (Santos,</p><p>2005). Por fim, sua gênese possui influencia por sistemas deltaico (Caputo, 1984) e</p><p>plataformal, com correntes de maré e tempestades (Góes e Feijó, 1994).</p><p>A Formação Pimenteira, é composta por camadas espessas de folhelho cinza-</p><p>escuro a preto a esverdeado, por vezes, bioturbados (Góes e Feijó, 1994 e Váz. et al.,</p><p>2007), também, constituído por paraconglomerado composto de matacões de quartzo e</p><p>clastos de diferentes composições e tamanhos variados, dispersos em uma matriz argilosa,</p><p>sendo interpretado em 1974 como um diamictito por Andrade & Daemon apud Silva,</p><p>1998. Sua gênese está relacionada à ambiente nerítico plataformal dominado por</p><p>tempestade (Góes e Feijó, 1994).</p><p>A Formação Longá possui idade devoniano superior, (Góes e Feijó, 1994) e foi</p><p>dividida em três membros por Andrade & Daemon (1974) apud Rodrigues, 2003. O</p><p>membro inferior é composto por folhelhos e siltitos escuros, micáceos; médio é</p><p>representado por arenitos muitos finos amarelos e micáceos; por fim, o superior é formado</p><p>por folhelho e siltito cinza escuro, micáceos e disposto em uma sequência gradacional.</p><p>Sua gênese está relacionada à ambiente nerítico de plataforma dominado por tempestade</p><p>(Góes e Feijó, 1994).</p><p>A Formação Poti corresponde a uma sucessão que pode subdividida em dois</p><p>membros. A unidade inferior é composta por arenitos finos intercalados com siltitos e</p><p>folhelhos, por vezes, carbonosos; a superior é formada por siltitos frequentemente</p><p>intercalados com folhelhos/arenitos finais (Góes, 1995). Sua gênese ocorreu em deltas e</p><p>planícies de maré sob a influência ocasional de tempestades (Góes e Feijó, 1994).</p><p>4.3. FORMAÇÃO CABEÇAS</p><p>Essa Formação de idade givetiana-frasniana, estando estratigraficamente</p><p>depositada entre as formações Pimenteiras e Longá (Góes e Feijó, 1994), é aflorante nos</p><p>dois flancos da Bacia do Parnaíba, no lado leste, ocorre extensos afloramentos com</p><p>espessura próxima de 300 m, enquanto que no flanco oeste ocorre um adelgaçamento,</p><p>reduzindo a espessura para aproximadamente 100 m (Oliveira, 1997).</p><p>Sua litologia é definida por arenitos finos a médio, por vezes, grossos, mal</p><p>selecionados, de coloração esbranquiçada que frequentemente possui estratificação</p><p>cruzada de baixo ângulo e feições erosivas, a exemplo de canais preenchidos por</p><p>diamictitos. Além disso, em direção oeste e sudoeste ocorre a gradação para arenitos e</p><p>diamictitos com clastos milimétricos a centímetros de arenito, siltitos, folhelho e de</p><p>rochas metamórficas. Ademais, aparece outras estruturas muito marcantes da Formação,</p><p>como feição de escorregamento, dobras convolutas e de sobrecarga, formadas resultantes</p><p>de colapso e destruição da fábrica sedimentar devido à fusão de corpos de gelo estagnados</p><p>(Cunha et al., 1981). Sua gênese ocorreu mediante a correntes oceânicas associadas a</p><p>eventos de glaciações (Caputo, 1984a).</p><p>A primeira evidencia de origem glacial encontrada na Formação foram diamictitos</p><p>com seixos de quartzo e rochas cristalinas facetados e estriados em testemunhos de</p><p>sondagem Kegel (1953) apud Barbosa (2014). Caputo et al., 2008, constataram em</p><p>arenitos estriados, na borda leste da Bacia, com direção N10º - 80ºE, indicando um avanço</p><p>da geleira de nordeste para sudoeste da Bacia.</p><p>Costa et. al. (1994) descreveu para a unidade geometria caracterizada pela</p><p>presença de rochas deformadas, geralmente foliadas penetrativamente, se expressando</p><p>nos diamictitos sob a forma de planos poucos espaçados que lembram uma laminação ou</p><p>trama de transposição; enquanto que nos arenitos a foliação é materializada por um</p><p>arranjo amendoado semelhante ao das rochas miloníticas. Os autores concluíram que as</p><p>deformações da Formação Cabeça foram resultadas devido à atuação de um binário</p><p>tangencial e sua gênese é atribuída a processos sindeposicionais glaciais, pois elas não</p><p>afetaram as formações sobrepostas (Oliveira, 1997, Barbosa 2014).</p><p>6. RESULTADOS</p><p>As rochas estudadas afloram em um corte de estrada com aproximadamente 100</p><p>m de comprimento e 7 m de altura, na margem esquerda da BR – 235, no trecho entre as</p><p>cidades de Pedro Afonso (TO) e Alto Alegre (TO). Compreendem arenitos grossos, por</p><p>vezes, finos com grãos de tamanho aproximado de 1 a 1,2 mm e < 0,1 mm</p><p>respectivamente. Os arenitos são mal selecionados, com angularidade alta nas frações</p><p>finas e nas grossas, subarredondados. A fábrica é definida por grãos equant não</p><p>orientados, fraturados, com empacotamento aberto, sendo sustentados pela matriz,</p><p>possuem localmente contatos retos e pontuais, mas ocorre o predomínio de grão não grão</p><p>e são compostos por grão de quartzo mono e policristalino – sendo o primeiro mais</p><p>frequente – fragmentos de pelitos com tamanho aproximado de 2 a 10 mm e lamelas de</p><p>micas de comprimento aproximado de 0,8 mm. Por fim, seus poros são intregranulares e</p><p>estão preenchidos pelo cimento de hidróxido de ferro.</p><p>As estruturas sedimentares observadas incluem as do tipo Ball & Pillow com</p><p>tamanho variando de dezenas de centímetros até 4 m de diâmetro distribuídas no meio e</p><p>no topo do afloramento respectivamente. Os arenitos são cortados por fraturas e diques</p><p>clásticos. As fraturas foram classificadas como juntas e fraturas extensionais com</p><p>estruturas plumosas em sua superfície. As juntas plumosas mostram posição espacial</p><p>consistente segundo a direção NE-SW (~070ºAz) com mergulhos baixos a moderados (de</p><p>25º a 60º) para SE (figura 2A). As juntas sem feições plumosas ocorrem como quatro</p><p>famílias principais sendo (i) sub-horizontais; (ii) NNW-SSE, NW-SE e NE-SW estas sub-</p><p>verticais (figura 2B). As juntas não mostram controle preferencial de distribuição espacial</p><p>Figura 2: A) O estereograma</p><p>representa os planos, onde as</p><p>juntas plumosas foram</p><p>identificadas, eles possuem</p><p>direção preferencial para NE-</p><p>SW (~070ºAz) e mergulho</p><p>baixo a moderado; para a</p><p>composição, foram usadas 141</p><p>medidas. B) O estereograma</p><p>representa as juntas sem a</p><p>feição plumosa, seus planos</p><p>mostram quatro famílias</p><p>preferencial (i) sub-</p><p>horizontais; (ii) NNW-SSE,</p><p>NW-SE e NE-SW estas sub-</p><p>verticais; para a composição,</p><p>foram usadas 133 medidas.</p><p>e as fraturas plumosas ocorrem prioritariamente em uma faixa com espessura de 3 a 4m</p><p>situada na metade do afloramento. A primeira encontra-se distribuídas aleatoriamente no</p><p>afloramento e possui uma variação de tamanho centimétrica a métrica. A segunda, com</p><p>relação a estrutura plumosa ocorre distribuída apenas em parte do afloramento na altura</p><p>mais mediana da rocha, aproximadamente entre um a três metros, logo, havendo um</p><p>controle na distribuição espacial. Essa estrutura também possui um comprimento</p><p>variando aproximadamente de 40 cm a um metro, estando contida em um plano que</p><p>possuem uma direção preferencial para sudeste com um mergulho baixo; com relação ao</p><p>plano de fratura, ele não possui uma direção preferencial. A formação das fraturas</p><p>plumosas, em geral, está relacionada ao alivio de pressão, que pode estar relacionado a</p><p>falhas normais ou a exumação da rocha e mostram-se em superfícies horizontais</p><p>(Engelder & Gross 2018), contudo é preciso ter um ponto inicial para ocorrer a nucleação</p><p>e iniciar as ramificações das Pancake Joints (Mcconaughy & Engelder 2001). À medida</p><p>que a liberação da energia cresce, maior será a morfologia da junta e a rugosidade dela</p><p>tende a crescer com o seu tamanho (Engelder & Gross 2018). Outro fator importante é a</p><p>presença de uma litologia que sirva como isolamento mecânico, a concentração do</p><p>estresse permite propagação conjunta (Mcconaughy & Engelder 2001). Ademais, outro</p><p>fator importante para a formação da junta plumosa está relacionada à composição do</p><p>stress, onde ϭ1 tem que ser igual ao ϭ2 e ao ϭ3, em</p><p>uma rocha onde sua granulometria</p><p>não varie muito. Em relação à Ball and Pillow, essa é formada quando uma composição</p><p>mais densa afunda em uma menos densa, essa superposição pode estar relacionada a areia</p><p>fina ou silte grosso é depositado na lama.</p><p>Dessa maneira, as morfologias das juntas plumosas, foram descritas segundo a</p><p>proposta de Mcconaughy & Engelder (2001), que consiste em uma feição formada por</p><p>pequenas cristas e vales os quais formam um delicado padrão de penas ao longo de uma</p><p>superfície, mostrando o sentido da propagação durante o crescimento da junta. Três fases</p><p>podem ser identificadas no crescimento: iniciação, propagação e parada (figura 3). O</p><p>Primeiro é identificado pelo ponto IP, que pode ser formado por um acamamento</p><p>sedimentar, traço fóssil ou estrutura sedimentar; o segundo é marcada pelas Marcas de</p><p>Hackle, que são as linhas paralelas à direção da articulação propagação, irradiando para</p><p>fora do eixo da pluma, logo, elas convergem próximo ao ponto IP – elas geralmente</p><p>aumenta conforme a articulação se propaga até atingir a última fase – a terceira e última</p><p>fase é upturned arrest, uma linha que circunda as ramificações ou Marcas de Hackle.</p><p>As rochas estudadas apresentam várias morfologias de Pancake Joints, sendo</p><p>representadas principalmente por três formas diferentes, que podem ser vistas na figura</p><p>4. Na figura 4A, vê-se duas juntas formadas por eventos diferentes, pois elas possuem</p><p>direções e intensidades de propagação diferentes. A da direita possui uma dispersão</p><p>maior, sentido de propagação para cima, comprimento aproximado de 1 m e rugosidades</p><p>mais profundas em relação a da direita, que tem uma menor dispersão, sentido de</p><p>propagação para baixo. Além disso, é possível observar que elas estão contidas em um</p><p>plano com uma leve ondulação, sendo visto com maior facilidade junta da direita,</p><p>também, nota-se que a upturned arrest está bem marcada no final das Marcas de Racker.</p><p>Na figura 5, seta vermelha, pode-se ver a posição espacial da estrutura no afloramento.</p><p>A figura 4B, difere-se das demais juntas plumosas pois ocorre a presença da</p><p>estrutura dentro de uma Ball & Pillow. O seu ponto inicial de propagação (IP), não está</p><p>muito visível, contudo, utilizando-se das Marcas de Racker é possível a sua inferência.</p><p>Mesmo com a baixa propagação, de aproximadamente 20 cm e para cima, é possível notar</p><p>que a rugosidade é bem marcada. Por fim, nota-se que a upturned arrest não se encontra</p><p>com uma marcação muito forte.</p><p>Na figura 4C, também ocorre uma peculiaridade, é a única junta que manteve o</p><p>seu ponto IP preservado, além disso, diferentemente da figura 4A, ela está contida em um</p><p>plano mais regular. Suas Marcas de Racker mostram-se desiguais, em relação as outras</p><p>juntas plumosas, elas são finas, pouco rugosas, com vales e cristas incipientes e cortam</p><p>as upturned arrest. Ademais, ela mostra um caráter mais radial, formado por sucessões</p><p>de upturned arrest, com uma propagação para cima de aproximadamente 50 cm. Na figura</p><p>5, seta amarela, pode-se ser a posição espacial da estrutura no afloramento.</p><p>Figura 3: esquema da morfologia da junta plumosa com base nos estudos de Mcconaughy & Engelder (2001).</p><p>Figura 4: A) a rocha exibe duas juntas plumosas com sentido de propagação e tamanho diferente e com rugosidade proeminente, a</p><p>seta amarela indica aupturned arrest; B) pode-se observar uma junta plumosa dentro de uma estrutura sedimentar (Ball & Pillow),</p><p>onde a seta superior indica a crosta da ball and pillow e a inferir indica a junta plumosa; C) pode-se ver uma junta plumosa com</p><p>crescimento radial mais proeminente e pouco rugosa, seta indica o ponto IP; D e E) pode-se observar uma mega ball and pillow,</p><p>essas possuindo aproximadamente 1,2m de diâmetro.</p><p>6. DISCURSSÃO</p><p>No sistema glacial há vários processos envolvidos, cujos possuem uma grande</p><p>importância para a caracterização dele, a exemplo: o regime das geleiras, o transporte dos</p><p>sedimentos e o comportamento físico. Contudo, compreender como ocorre essa dinâmica,</p><p>não é um raciocínio fácil, devido ao difícil acesso às geleiras, portanto, é um ambiente</p><p>pouco conhecido pela maioria das pessoas. Ademais, as estruturas citadas no tópico</p><p>anterior (Ball & Pillow e juntas plumosas) foram formadas no contexto glacial ocorrido</p><p>entre o Meso-devoniano e o Carbonífero, período que marca o avanço do Gondwana para</p><p>o polo sul, logo, o entendimento desse sistema, é fundamental para o compreendimento</p><p>da gênese dessas estruturas.</p><p>Na literatura contemporânea, são descritas, pincipalmente, três formas de regime</p><p>térmico das geleiras. O primeiro envolve regiões polares, nas quais a temperatura se</p><p>mantém baixa, variando pouco, permitindo que as rochas da base das geleiras e calotas</p><p>permaneçam congeladas, assim, dificultando o movimento entre a interface do gelo e do</p><p>substrato, nesse caso, a movimentação é inteiramente por deformação interna, com as</p><p>camadas superiores do corpo de gelo cortando as partes inferiores. O segundo está</p><p>relacionado as geleiras politérmicas, nessas quando a acumulação de neve na parte</p><p>superior da geleira cresce muito, o gelo que está na interface gelo e substrato acaba</p><p>derretendo, pois o ponto de fusão da água diminui com a pressão, provocando o aumento</p><p>na velocidade da movimentação da geleira que acaba ablasionando com mais eficácia o</p><p>substrato rochoso. A geleira retorna ao equilíbrio quando a pressão não é mais</p><p>suficientemente para causar o derretimento. O terceiro e último regime térmico está</p><p>relacionado às geleiras temperadas, que são aquelas cujas ocorrem em regiões</p><p>montanhosas em latitudes mais baixas.</p><p>As geleiras são muito eficazes para o transporte dos sedimentos aprisionados</p><p>dentro do gelo e são incorporados por meio de dois mecânicos: detritos supraglaciais e</p><p>detritos basais. O primeiro está relacionado aos detritos os quais se acumulam na</p><p>superfície da geleira em consequência os fragmentos que caem do vale glacial. O segundo</p><p>está relacionado aos sedimentos formados por ablação e erosão do substrato rochosos os</p><p>quais geram clastos grossos e sedimentos finos. Esse arranjo de material fino e grosso é</p><p>muito encontrado em geleiras politérmicas, por causa da alternância entre os períodos de</p><p>base seca, quando não há o derretimento pela pressão, e base molhada, quando há o</p><p>derretimento. Ademais, o desprendimento das calotas polares libera pedaços de gelo</p><p>enormes que podem conter no seu interior grandes fragmentos de rochas, chamados de</p><p>drop stones, e normalmente está relacionado ao recuo da geleira.</p><p>O caráter físico da geleira pode responder de duas maneiras de acordo com a</p><p>temperatura dela. Dessa maneira, em uma mesma Formação podem existir estruturas pós-</p><p>deposicionais relacionadas com liquefação/fluidificação, formadas quando a geleira está</p><p>em um estado mais plástico ou liquefeito, isso quando não há o congelamento total, e</p><p>estruturas mais rúpteis quando a geleira estiver, de fato, sólida. O fenômeno da</p><p>liquefação/fluidificação ocorre quando o sólido assume o comportamento de um líquido,</p><p>essa mudança pode ocorrer devido a mudanças de temperatura ou devido a sismos. Sendo</p><p>assim, materiais como areia e cascalhos, podem comportar-se como um líquido, no qual</p><p>se desloca por distâncias enormes. Além disso, essas estruturas são intraformacional, ou</p><p>seja, são exclusivas à Formação inserida no contexto glacial. Essa característica de</p><p>responder tectonicamente de formas diferente, em relação ao estado físico na qual a</p><p>geleira se encontra, e por ser intraformacional, levou ao cunhamento do termo</p><p>deformação glaciotectônica, que é definida pela deformação de sedimentos e rochas em</p><p>ambientes glaciais. Nesse ambiente, a tectônica convencional torna-se suprimida, pois o</p><p>peso do gelo acaba inibindo a movimentação, como por exemplo, de falhas.</p><p>No avanço da glaciação a isostasia é outro fenômeno importante, cujo</p><p>está</p><p>associado a força peso do gelo sobre a litosfera. Esse processo refere-se ao equilíbrio</p><p>gravitacional entre a litosfera e a astenosfera, o peso da geleira promove uma inflexura</p><p>na litosfera, essa reage soerguendo as rochas do entorno, a fim de atingir o equilíbrio</p><p>isostático. No recuo, esse fenômeno passa a ser chamado de rebound. Nele, ocorre o</p><p>processo inverso, com a saída do gelo, há um alivio de pressão e a depressão formada</p><p>pelo peso da geleira passa a soerguer, e as rochas do entorno a subsidiar, a fim de restaurar</p><p>o equilíbrio isostático novamente. Nesse momento é notada a presença de sismos os quais</p><p>podem gerar estruturas dúcteis ou rúpteis nas rochas, dependo do estado que a rocha</p><p>estiver (plástica ou sólida). Por fim, essas dinâmicas estão inseridas no contexto do</p><p>Glacial Isostatic Adjustment, o qual pode ser análogo à um corpo deitado em um colchão</p><p>macio, com o tempo o colchão afunda tentando se moldar o corpo, entretanto, quando</p><p>retirado, o colchão tende a voltar ao normal com o tempo.</p><p>Além disso, a glaciação interfere fortemente nos sistemas deposicionais os quais</p><p>a margeiam, porque na expansão e na contração do gelo, o nível do mar diminui e</p><p>aumenta, respectivamente, dessa maneira, variando o espaço de acomodação em sistemas</p><p>marginais (marinho ou lacustre) e o aporte sedimentar. Dessa maneira, essa ciclicidade</p><p>(avanço e recuo ou glacioeustasia) é importante para diferenciar uma influência glacial</p><p>de uma pós-glacial, na primeira, há deposição de fase mais grosseiras sendo sustentada</p><p>por uma matriz mais argilosa, pois não há água no sistema para segregar as duas fases,</p><p>formando principalmente os till’s de alojamento, os quais podem ser foliados devido à</p><p>ablação, além disso, esses depósitos não possuem grande espessuras, pois o espaço de</p><p>acomodação é reduzido. No pós-glacial, há liberação de muita água no sistema que</p><p>proporciona o aumento do espaço de acomodação, sendo assim, muitos sistemas podem</p><p>ser formados nesse momento, como lacustre, delta e marinho. Por fim, grandes áreas de</p><p>exposição são formadas com a saída do gelo, esse espaço acaba sendo retrabalhado pelo</p><p>vento, depositando muito silte e argila e ao encontrar alguma umidade, acaba gerando</p><p>marcas de aderência. Ademais, vale ressaltar que na primeira fase é possível também</p><p>encontrar fases de recuo, pois está acontecendo a glacioeustasia, diferentemente da</p><p>segunda, a qual só terá fase de recuo, pois não há mais glaciação.</p><p>Sendo assim, a partir dessas informações e mais coleta de campo, foi possível</p><p>identificar que as rochas estudadas passaram por sete momentos, relacionados ao rebound</p><p>isostático, a disponibilidade de água no sistema e a temperatura (figura 6). A) Nesse</p><p>momento estava ocorrendo a transgressão da geleira cujo depositava diamictitos por</p><p>ablasão, seguido pela regressão dela, visto pela deposição do diamictitos maciços. Nas</p><p>duas fáceis pode-se observar drop stones. Após essa fase o gelo passa a ser notado, assim</p><p>como a variação na temperatura e abalos sísmicos provocados pelo rebound. B) Nesse</p><p>instante o nível do mar começa a subir mediante a deglaciação, ocorrendo a instalação</p><p>um trato de sistema transgressivo (TST). Mediante a essa subida, forma-se uma região</p><p>costeira, cuja é retrabalhada, formando truncamentos de baixo ângulo, Estratificações</p><p>Hammocki e possivelmente marcas onduladas. Na parte mais marginal, ocorre a</p><p>instalação de um delta com um grande aporte sedimentar, mediante ao suprimento</p><p>anômalo de sedimentos presos no gelo. C) Esses sedimentos estavam liquefeitos,</p><p>mediante a saturação de água da deglaciação, o rebound isostático encadeou abalos</p><p>sísmicos os quais ao atingirem a rocha liquefeita estruturaram-na ductilmente, formando</p><p>assim as Ball and Pillow centimétricas, cujas poderiam ter uma certa orientação. Essas</p><p>sendo formadas pelo afundamento das camadas sedimentares da rocha liquefeita. D)</p><p>Nesse momento, ocorreu outro abalo sismo, esse ficou registrado nas rochas por meio de</p><p>duas estruturas rúpteis de escala maior e menor. A primeira foi propagada possivelmente</p><p>no limite das Ball and Pillow centimétricas, enquanto a segunda pela anisotropia dessas</p><p>estruturas sedimentares. Ademais as duas estruturas possuem a mesma direção de strike</p><p>preferencial (NE-SW), mostrando uma relação fractal. A partir desse instante a</p><p>temperatura irá só aumentar, provocando a entrada de mais água no sistema. E) Nesse</p><p>intervalo, fáceis progradacionais voltam a ser depositadas e formam o segundo delta de</p><p>degelo, na parte mais basal desse poderia ter uma certa liquefação. F) Nesse momento</p><p>ocorre o registro do terceiro abalo sismo feito em um sistema que possuía muito mais</p><p>água que no primeiro (concordando avanço da deglaciação), assim, ao invés de gerar Ball</p><p>and Pillow centimétricas, formou métricas, cujas truncaram as fáceis sobpostas, na parte</p><p>mais basal do segundo delta degelo que estava liquefeito. G) Por fim, ocorre a terceira</p><p>instalação do delta degelo, após há sumida do nível do mar e ocorre a deposição dos</p><p>estratos retragradacionais da Formação Longá.</p><p>NE</p><p>A) Deposição de um diamictito foliado durante a</p><p>transgressão glacial e de um maciço durante a</p><p>regressão. Nas duas fáceis podem ser encontrados</p><p>clastos ou till de alojamentos.</p><p>B) Deposição fáceis arenito com Estratificação</p><p>Hummocky seguido pela instalação de um delta de</p><p>degelo.</p><p>C) Primeira evidência do rebound isostático glacial</p><p>cujo gerou sismos os quais estruturam a rocha de</p><p>maneira dúctil pois essa encontrava-se em um estado</p><p>plástico. Assim, gerando as Ball and Pillow</p><p>centimétricas.</p><p>D) Segunda evidencia do</p><p>rebound isostático glacial</p><p>cujo gerou sismos, contudo</p><p>estruturando a rocha de</p><p>maneira rúptil, pois essa</p><p>estava congelada, propagando</p><p>uma fratura em pluma em</p><p>grande escala e uma de menor</p><p>escala seguindo a anisotropia</p><p>da rocha. Essas ocorreram no</p><p>limite das Ball and Pillow</p><p>centimétricas, mostrando uma</p><p>relação fractal.</p><p>SW</p><p>D</p><p>eg</p><p>el</p><p>o/</p><p>Sa</p><p>tu</p><p>ra</p><p>çã</p><p>o</p><p>em</p><p>á</p><p>gu</p><p>a</p><p>Figura 6: evolução geológica dos afloramentos estudados na iniciação cientifica.</p><p>E) Instalação do segundo delta de degelo, onde</p><p>sua parte mais basal estava parcialmente</p><p>liquefeita.</p><p>F) Terceira evidência rebound isostático glacial</p><p>é evidenciada pelas megas Ball and Pillow, as</p><p>quais foram formadas pelos sismos em uma</p><p>rocha muito liquefeita, pois encontrava-se em</p><p>um momento mais avançado da deglaciação,</p><p>logo, havendo mais água no sistema.</p><p>G) Terceira fase de progradação marcada pela</p><p>volta do delta de degelo. Após há sumida do</p><p>nível do mar e ocorre a deposição dos estratos</p><p>retragradacionais da Formação Longá.</p><p>D</p><p>eg</p><p>el</p><p>o/</p><p>Sa</p><p>tu</p><p>ra</p><p>çã</p><p>o</p><p>em</p><p>á</p><p>gu</p><p>a</p><p>7. PERSPECTIVAS</p><p>Ao longo do trabalho de iniciação científica, foi possível adquirir experiência e</p><p>conhecimento que serão levados para o amadurecimento profissional e para a vida. Sem</p><p>duvida alguma, sem a devida orientação do Prof. Afonso, tal trabalho não passaria da</p><p>metade, sendo assim, sou muito grato por ter tido essa oportunidade de realizar essa</p><p>iniciação cientifica. Contudo, infelizmente não seguirei com a pesquisa para o trabalho</p><p>de conclusão de curso (TCC), devido a minha falta de coragem de abandonar a geologia</p><p>ígnea e evolução crustal, áreas as quais eu mais me identifico. Por fim, espero a</p><p>possibilidade de publicação das conclusões obtidas no trabalho em congresso.</p><p>8. DIFICULDADES</p><p>O maior problema encontrado na realização da pesquisa foi entender como uma</p><p>rocha pode se comportar em estado liquefeito e sólido, visto que esse comportamento é</p><p>característico de ambiente glacial, um no qual não encontrado no Brasil. Ademais,</p><p>entender o processo estrutural, relacionado ao mecanismo propagador nas juntas</p><p>plumosas também foi um grande problema.</p><p>9. CONCLUSÃO</p><p>Portanto, no projeto de iniciação cientifica pôde-se estudar rochas da Formação</p><p>Cabeças pertencentes a Bacia do Parnaíba, idade givetiana-frasniana, composta por</p><p>grãos</p><p>de quartzo grossos, por vez fino, sendo sustentado por uma matriz argilosa e classificadas</p><p>como diamictitos por estarem inseridas em contexto glacial, essas são estruturadas por</p><p>feições rúpteis e dúcteis, dependendo da temperatura no qual a rocha estava submetida</p><p>quando ocorreu os abalos sismos relacionados ao rebound isostático. O primeiro conjunto</p><p>de estruturas é composto por: juntas sem um controle estrutural preferencial e distribuição</p><p>aleatória, essas ocorrendo em quatro famílias principais sendo (i) sub-horizontais; (ii)</p><p>NNW-SSE, NW-SE e NE-SW estas sub-verticais (figura 2B); enquanto que as juntas</p><p>plumosas ocorrem distribuídas na parte mediada do afloramento e possuem um controle</p><p>estrutural preferencial segundo a direção NE-SW (~070ºAz) com mergulhos baixos a</p><p>moderados (de 25º a 60º) para SE (figura 2A), por fim, uma estrutura rúptil maior formada</p><p>no limite das Ball and Pillow, com direção de strike NE-SW. Ademais, as estruturas</p><p>plumosas foram formadas por vetores de stress possivelmente iguais (ϭ1 = ϭ2 = ϭ3), em</p><p>uma rocha praticamente maciça, cuja sua composição não variou devido ao fornecimento</p><p>anômalo de sedimentos, possibilitado pela geleira. O segundo conjunto, no qual</p><p>enquadra-se a estruturas dúctil, é formado por Ball and Pillow de diâmetro centimétrico</p><p>a métrico, esse possuindo mais água no sistema, em relação ao primeiro, ademais, o</p><p>primeiro encontra-se na porção mais intermediaria e o segundo na superior do</p><p>afloramento. Esses conjuntos de estruturas refletem ao tectonismo gerado durante</p><p>rebound isostático no pós-glacial, na qual a litosfera está se reequilibrando com relação a</p><p>astenosfera e a disponibilidade de água do sistema. Sendo assim, as feições rúpteis são</p><p>formadas quando a rocha está no estado sólido, enquanto as dúcteis, ocorrem quando ela</p><p>está no estado plástico ou liquefeito, essas sendo maximizadas pela disponibilidade de</p><p>água no sistema com o passar do degelo.</p><p>Dessa maneira, foi possível individualizar sete eventos (fig. 6) relacionados à</p><p>evolução geológica os quais foram influenciados pelo rebound isostático, sismicidade,</p><p>temperatura e saturação em água. No primeiro foi agrupado os diamictitos foliados e</p><p>maciço, configurando o ápice da glaciação, a partir desse momento o nível de água</p><p>aumentar e a temperatura a variar entre períodos frios e outros um pouco mais quente. O</p><p>segundo apresenta a primeira sequência progradacional com a presença de arenitos</p><p>retrabalhados por tempestade e possivelmente por ondas no shoreface, enquanto que na</p><p>parte mais distal instalou-se o primeiro delta degelo. No terceiro momento nota-se o</p><p>primeiro evento sísmico gerado pelo rebound isostático cujo deformou ductilmente os</p><p>estratos do primeiro delta degelo, pois esse estava em um estado liquefeito, fazendo esses</p><p>afundarem e formando as Ball and Pillow centimétricas. O quarto evento exibe o segundo</p><p>momento de sismos, contudo nesse aconteceu em um período que a tempera estava abaixo</p><p>de 0ºC, portanto, a rocha estava no estado sólido e ao experimentar stress foi deformada</p><p>ruptilmente, gerando uma estrutura em pluma de escalar maior e menores formadas na</p><p>anisotropia feitas pela Ball and Pillow centimétrica. No quinto, ocorre novamente a</p><p>instalação do segundo delta degelo, cujo mostra que a temperatura voltou a subir; os</p><p>estratos que compunham esse foi deformado ductilmente pelo terceiro evento sísmico,</p><p>cujo gerou as megas Ball and Pillow no sexto momento, essas possuindo uma escala</p><p>maior devido a maior saturação de água presente no sistema. Por fim, sétimo momento</p><p>marca a volta do delta e após subida do nível do mar, a deposição das fáceis da Formação</p><p>Longá.</p><p>Sendo assim, esse projeto de iniciação cientifica possui contribuições importantes,</p><p>tanto para a área de estrutural quanto de sedimentologica devido aos dados estruturais</p><p>coletados e à proposta de reconstituição paleoambiental, relacionadas à glaciotectônica</p><p>da Bacia do Parnaíba.</p><p>10. REFERENCIAS</p><p>Assine M.L. & Vesely F.F. 2008. Ambientes Glaciais. In: Silva A.J.C.L.P., Aragão M.A.N.F., Magalhães</p><p>A.J.C. (org.). 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