Post on 22-Jul-2020
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE
CENTRO DE TECNOLOGIA – CT
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA – CCET
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIA E ENGENHARIA DE
PETRÓLEO - PPGCEP
TESE DE DOUTORADO
CALCRETES PEDOGÊNICOS AO LONGO DE SISTEMAS DE
FRATURAS E ACAMAMENTOS EM CARBONATOS
NEOPROTEROZÓICOS DA BACIA DE IRECÊ, ESTADO DA
BAHIA
Sérgio Vieira Freire Borges
Orientador: Profa. Dra. Marcela Marques Vieira
Natal / RN, Agosto de 2016
CALCRETES PEDOGÊNICOS AO LONGO DE SISTEMAS DE
FRATURAS E ACAMAMENTOS EM CARBONATOS
NEOPROTEROZÓICOS DA BACIA DE IRECÊ, ESTADO DA
BAHIA
Sérgio Vieira Freire Borges
.
Natal / RN, Agosto de 2016
Catalogação da Publicação na Fonte
Universidade Federal do Rio Grande do Norte - Sistema de Bibliotecas
Biblioteca Central Zila Mamede / Setor de Informação e Referência
Borges, Sérgio Vieira Freire.
Calcretes pedogênicos ao longo de sistemas de fraturas e
acamamentos em carbonatos neoproterozóicos da Bacia de Irecê,
Estado da Bahia / Sergio Vieira Freire Borges. - Natal, 2016.
56 f. : il.
Tese (doutorado) - Universidade Federal do Rio Grande do Norte,
Centro de Ciências Exatas e da Terra. Programa de Pós-Graduação em
Ciência e Engenharia de Petróleo.
Orientadora: Prof.ª Dr.ª Marcela Marques Vieira.
Coorientador: Prof. Dr. Fabrizio Balsamo.
1. Calcário Caatinga - Tese. 2. Caliches - Tese. 3. Bacia de Irecê
(BA) - Tese. 4. Formação Salitre - Tese. 5. Calcretes – Tese. 6.
Rochas condutoras de fluidos - Tese. I. Vieira, Marcela Marques II.
Balsamo, Fabrizio. III. Título.
RN/UF/BCZM CDU 552.541(813.8)
i
BORGES, Sérgio Vieira Freire Borges - CALCRETES PEDOGÊNICOS AO
LONGO DE SISTEMAS DE FRATURAS E ACAMAMENTOS EM
CARBONATOS NEOPROTEROZÓICOS DA BACIA DE IRECÊ, ESTADO DA
BAHIA. Tese de Doutorado, UFRN, Programa de Pós-Graduação em Ciência e
Engenharia de Petróleo. Área de Concentração: Pesquisa e Desenvolvimento em
Ciência e Engenharia de Petróleo. Linha de Pesquisa: Geociências, Natal – RN, Brasil.
Orientador: Profa. Dra. Marcela Marques Vieira - UFRN
Co-orientador: Prof. Dr. Fabrizio Balsamo - Università degli Studi di Parma - UNIPR
RESUMO
Calcretes ou caliches são calcários continentais gerados pelos processos de
intemperismo que ocorrem principalmente em regiões áridas e semi-áridas. Na Bacia
de Irecê, localizada no norte do estado da Bahia, além da ocorrência regular de
calcretes pedogênicos, um tipo peculiar de calcretes ocorre dentro dos calcários
neoproterozóicos da bacia. Estes calcretes desenvolveram-se perto da superfície e (1)
entre as camadas sedimentares dos calcários, (2) dentro dos sistemas de fraturas e (3)
dentro das principais falhas de empurrão. Trabalhos de campo em afloramentos
selecionados foram integrados com análises petrográficas, mineralógicas,
geoquímicas, cálculos de densidade e porosidade por intrusão de mercúrio para
entender seu ambiente de formação e suas propriedades petrofísicas. Os resultados
revelaram que este tipo de calcrete é o produto de eventos multiepisódicos de
dissolução e precipitação ocorridos durante as estações secas e chuvosas na região. Os
estudos petrofísicos sugerem que estes calcretes têm um papel importante na migração
de fluidos através de uma rocha hospedeira carbonática impermeável e que atuam
como condutos para o fluxo de fluido, como revelado pela sua alta porosidade (valor
médio de 26%) e notável conectividade de poros.
Palavras-Chaves: calcretes, caliches, Bacia de Irecê, calcretes associados a falhas e
acamamentos.
ii
ABSTRACT
Calcretes or caliches are continental limestones developed by surficial
weathering process that takes place mostly in arid and semi-arid regions. In the Irecê
Basin, northeastern Brazil, in addition to the regular occurrence of pedogenic calcretes,
a peculiar type of structurally controlled calcretes occurs on Neoproterozoic
limestones. These peculiar calcretes developed near the surface and occur (1) between
layers, (2) inside fractures and (3) within major thrust faults. Fieldwork on selected
outcrops was integrated with petrographic, mineralogic, geochemical, density and
mercury intrusion porosity analyses to constrain the environment of formation and
their petrophysical properties. The results revealed that this type of calcrete is the
product of multiepisodic events of dissolution and precipitation occurring during the
wet and dry seasons in the region along fractures and beddings. Based on the
petrophysical results, we suggest that these calcretes may have an important role in the
migration of fluids through the impermeable host carbonate rock and that they act as a
conduit for fluid flow, as revealed by their high porosity (mean value = 26%) and
remarkable pore connectivity.
Keywords: calcretes, caliches, Irecê Basin, Calcretes along fracture systems and
beddings
iii
“Meta,a gente busca.
Caminho,a gente acha.
Desafio,a gente enfrenta.
Saudade,a gente mata.
Vida,a gente inventa.
E o sonho,
A GENTE REALIZA!!!”
(Clarice Lispector)
iv
Aos meus pais Djalma e Hélia.
v
AGRADECIMENTOS
Concluir o Doutorado era um sonho antigo. Quando terminei a graduação em
Geologia, tinha planos de fazer o Mestrado e Doutorado em sequência. Só fiz o
Mestrado. O destino fez com que esse momento chegasse 20 anos depois. Posso dizer
que esse momento chegou na hora certa na minha vida. Na hora em que resolvi
retomar minha carreira de geólogo, professor e pesquisador. O que aprendi nestes
últimos vinte anos fora da vida acadêmica serviu e muito na conclusão do Doutorado.
Aprendi a lidar com pessoas, com as pressões dos negócios e com todos os tipos de
adversidades. Em um dado momento parei e pensei: é hora de voltar a ser o que eu
sempre quis ser: Geólogo e pesquisador. Nunca deixei de ser professor. E nunca deixei
de ser dedicado como tal em sala de aula. Esse momento chegou também com o apoio
irrestrito da minha família. Sempre do meu lado nos bons e maus momentos. Meus
filhos, Ana e André, minha companheira na época, Vilianne e meus pais, Djalma e
Hélia, estes, professores aposentados da UFRN e meus exemplos de vida.
O caminho óbvio para recomeçar a minha carreira era o Doutorado. E assim eu
recomecei. E assim começaram a aparecer as primeiras adversidades. De todos os
tipos. Desconfiança foi a primeira. Afinal, o que esperar de um profissional obsoleto,
desatualizado e que se dedicou a outras coisas e não a vida acadêmica nos últimos
anos? Encontrei portas fechadas para mim. Mas encontrei portas abertas. Aprendi que
quando se fecha uma porta para você, uma outra vai se abrir. E entrei nas que se
abriram. Não me desesperei. Fui muito bem recebido pela Professora Dra. Marcela
Marques Vieira, minha ex-colega do IFRN (na época ainda ETFRN) como também
pelo Professor Dr. Francisco Hilário R. Bezerra, chefe do projeto que me inseri.
Recebi apoio e incentivos para fazer o trabalho com eles. A eles devo uma imensa
gratidão, que espero ter retribuído com minha dedicação e desejo de fazer um bom
trabalho. Sou grato em especial à minha orientadora e amiga, Professora Dra. Marcela
Marques Vieira, a quem eu carinhosamente chamo de “teacher” nas mensagens de
texto que trocamos, por estar sempre me encorajando a seguir adiante e lograr êxito
nos meus objetivos pessoais e profissionais. Isso porque a orientação abrangeu mais
que conhecimentos científicos e foi até assuntos corriqueiros que nos deparamos todos
os dias.
O trabalho começou e durante meu trajeto, convivi com bons e maus
momentos. O que é perfeitamente normal no dia a dia de qualquer um. Os bons
vi
momentos me levaram a aprender um pouco sobre processos formadores de grutas em
rochas carbonáticas. Conheci dois especialistas renomados no assunto, o Professor Dr.
Alexander Klimchouk e o Dr. Augusto Auler. Ambos foram muito amáveis e sempre
estavam dispostos a passar seus conhecimentos para mim. Tive a oportunidade de
participar de um encontro sobre estudos de karst hipogênico, nas Bahamas. Foi uma
experiência incrível poder estar ao lado dos maiores especialistas do mundo nesta área.
Os maus momentos me levaram a sair do projeto que estava inserido. Não cabe aqui
descrevê-los, mas cabe dizer que o velho ditado “Não há um mal que não traga um
bem” serviu como luva para mim. A saída do projeto me direcionou para o tema que
agora apresento na presente tese. Um tema que me empolgou desde o princípio. Um
tema que tive que começar praticamente do zero já com um ano e meio como aluno da
pós-graduação. Isso poderia significar um atraso na conclusão do trabalho. Essa
mudança me levou para um período de 10 meses em Parma, Itália. Um doutorado
sanduíche na Universidade de Parma, no laboratório do grupo de pesquisa NEXT
(Natural and Experimental Tectonic Research Group), coordenado pelo Professor Dr.
Fabrizio Storti. No NEXT pude realizar diversas análises com total apoio daquele
laboratório e de seu pessoal. Em Parma, tive a orientação do Professor Dr. Fabrizio
Balsamo, que se revelou um profissional exemplar. Atencioso e duro nas cobranças na
medida certa, deixando aflorar minha capacidade científica de elaborar teorias e
ordená-las na forma correta. Meu período em Parma posso dizer que foi perfeito. De
uma cidade que só conhecia pela fama dos queijos e presuntos, a um lugar perfeito
para morar e estudar. O resultado dessa combinação foi a confecção de um artigo
publicado no Journal of Sedimentary Geology, que reúne os resultados das análises
obtidas aqui no Brasil e na Itália. Como também reúne todos os conhecimentos
adquiridos em um ano duro de estudos para recuperar o tempo perdido. Quero
agradecer ao meu amigo Fabrizio Balsamo por tudo que me ensinou tanto como
pesquisador como ser humano, e ao Prof. Dr. Fabrizio Storti pela maravilhosa acolhida
em seu laboratório. Também agradeço ao staff do NEXT, sempre pronto a ajudar no
que fosse possível, Cristian Cavozzi, Luca Barchi, Kei Ogata, Luca Clemenzi, Flavio
Milazzo e Angelo Borsani. Agradeço também ao pessoal do Laboratório de Isótopos
Estáveis do Departamento de Física e Ciências da Terra da Universidade de Parma,
Professora Dra. Paola Iacumin e Dr. Enricomaria Selmo. A professora Paola, é co-
autora do nosso artigo e tivemos excelentes conversas sobre o papel dos isótopos de O
e C dos calcretes da área estudada, melhorando meus conhecimentos sobre o tema.
vii
Ao querido Professor Dr. Narendra Srivastava, meus sinceros agradecimentos
pelas valiosas discussões sobre a formação dos calcretes, carbonatos em geral e
microscopia de carbonatos. Agradeço a minha amiga Dra. Neidinha Lucena, sempre
disposta a ajudar nos diversos momentos que precisei.
Agradeço ao staff do CTGAS-ER, em Natal-RN, pelas análises de microscopia
eletrônica de varredura, difratometria e fluorescência de raios-X, em especial a Melise
Carine de Almeida e Érika Christiane de Lima, técnicas que pacientemente, realizaram
as análises. Obrigado aos motoristas Pedro Marreiro da Silva e Fernando Feitosa,
excelentes companhias nas intermináveis horas de estrada rumo à Bahia.
Agradeço ao IFRN, instituição onde leciono, na pessoa do seu Diretor José
Arnóbio de Araújo Filho e de meus colegas do DIAREN, que aprovaram meu pedido
de afastamento para a realização do Doutorado.
A tarefa de escrever os agradecimentos num trabalho como este é por vezes
ingrata, já que algumas pessoas que contribuíram de maneira direta ou indireta com o
presente estudo não foram citadas. O ideal seria agradecer a todos sem nominar
ninguém. Facilitaria meu trabalho e não causaria desconforto. Queria deixar aqui como
últimas palavras, que este trabalho não é só fruto somente do meu esforço. É fruto de
um esforço conjunto de diversas pessoas que conviveram comigo ao longo desses anos
e muito contribuíram para com ele. A todos vocês, muito obrigado por tudo!
viii
SUMÁRIO
RESUMO...............................................................................................................................i
ABSTRACT..........................................................................................................................ii
AGRADECIMENTOS..........................................................................................................v
SUMÁRIO.........................................................................................................................viii
LISTA DE FIGURAS...........................................................................................................x
LISTA DE FIGURAS DO ARTIGO....................................................................................x.
LISTA DE TABELAS DO ARTIGO...................................................................................xi
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO............................................................................................1
1.1 Apresentação...................................................................................................................2
1.2 Objetivos.........................................................................................................................2
1.3 Localização da Área Estudada........................................................................................2
CAPÍTULO 2. MATERIAIS E MÉTODOS.........................................................................4
CAPÍTULO 3. ASPECTOS TEÓRICOS..............................................................................8
3.1 Introdução........................................................................................................................9
3.2 Calcretes..........................................................................................................................9
3.2.1 Introdução................................................................................................................9
3.2.2 Classificação..........................................................................................................10
3.2.3 Micromorfologia....................................................................................................13
3.3 Catodoluminescência.....................................................................................................15
3.3.1 Introdução..............................................................................................................15
3.3.2 Catodoluminescência em rochas carbonáticas.......................................................17
3.4 Isótopos estáveis de O e C.............................................................................................18
3.4.1 Introdução..............................................................................................................18
3.4.2 Isótopos estáveis de carbonatos pedogênicos........................................................20
3.5 Porosimetria de intrusão de mercúrio............................................................................23
3.5.1 Introdução..............................................................................................................23
3.5.2 Fundamentos físicos..............................................................................................24
ix
3.5.2.1 Tensão superficial do Mercúrio (Hg)..........................................................24
3.5.2.2 Ângulo de contato.......................................................................................25
CAPÍTULO 4. GEOLOGIA REGIONAL..........................................................................27
4.1 Introdução......................................................................................................................28
4.2 Embasamento da Bacia de Irecê....................................................................................28
4.2.1 Formação Tombador..............................................................................................30
4.2.2 Formação Caboclo.................................................................................................30
4.2.3 Formação Morro do Chapéu..................................................................................30
4.3 Bacia de Irecê................................................................................................................31
4.3.1 Grupo Una.............................................................................................................31
4.3.1.1 Formação Bebedouro..................................................................................31
4.3.1.2 Formação Salitre.........................................................................................32
4.4 Coberturas Terciária-Quaternárias................................................................................33
4.5 Geoquímica e Geocronologia........................................................................................34
4.6 Geologia estrutural........................................................................................................35
CAPÍTULO 5. DISCUSSÃO E RESULTADOS...............................................................37 Artigo: Pedogenic calcretes within fracture systems and beddings in Neoproterozoic
limestones of the Irecê Basin, northeastern Brazil……………………………..........38
CAPÍTULO 6. CONCLUSÕES…....………………………....…………………………..53
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS................................................................................55
ANEXOS.............................................................................................................................65
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)........................................66
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)....83
Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros..................................................108
x
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1 - Localização da área estudada......................................................................3
Figura 3.1 - Figura 3.1. Valores das razões entre isótopos estáveis de O e C de acordo
com o ambiente de ocorrência....................................................................20
Figura 4.1 - Cráton São Francisco.................................................................................29
LISTA DE FIGURAS DO ARTIGO
(numeração de páginas segundo a publicação)
Figure 1. Geologic map of the Irecê Basin........................................................................120
Figure 2. Structural patterns in the field............................................................................121
Figure 3. N–S road cut profile outcrop with mudstones and calcretes within fracture
systems and beddings..........................................................................................123
Figure 4. Outcrop-scale of calcretes within fracture systems and beddings.....................124
Figure 5. Optical, CL and SEM photomicrographs showing the main petrographic features
of the host rocks..................................................................................................127
Figure 6. Optical photomicrographs from calcretes within fracture systems and
beddings..............................................................................................................128
Figure 7. Optical microscope and SEM images from calcrete within fracture systems and
beddings..............................................................................................................129
Figure 8. Cross plot of stable isotope of δ18O and δ13O from studied rocks………….130
Figure 9. Petrophysical diagrams......................................................................................131
Figure 10. Evolutionary model for the development of calcretes within fracture systems
and beddings.......................................................................................................131
xi
LISTA DE TABELAS DO ARTIGO
(numeração de páginas segundo a publicação)
Table 1. Chemical compositions of the rocks in the study area based on X-ray fluorescence
analyses………………………………………………………………………...126
Table 2. Mineral constituents of the rocks in the study area based on X-ray diffractometry
analyses………………………………………………………………………...126
Table 3. δ13C and δ18O (V-PDB) data from samples collected in the study area…...….130
Table 4. Density, porosity and pore size analyses from samples collected in the study
area…………..…………………………………………………………………130
Capítulo 1. Introdução
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 1
Capítulo 1
Introdução
Capítulo 1. Introdução
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 2
1. Introdução
1.1 Apresentação
O presente trabalho apresenta os resultados de um estudo realizado na
Bacia Sedimentar de Irecê, Norte do Estado da Bahia, como parte dos requisitos para a
defesa de Doutorado do Programa de Pós-Graduação em Ciência e Engenharia do
Petróleo - PPGCEP, da Universidade Federal do Rio Grande do Norte - UFRN. A forma
de apresentação do mesmo está dividida em capítulos que incluem um artigo que
constitui na sua essência, todo o trabalho desenvolvido durante o período de
doutoramento. O mesmo foi publicado no Journal of Sedimentary Geology e é
intitulado “Pedogenic calcretes within fracture systems and beddings in Neoproterozoic
limestones of the Irecê Basin, Northeastern Brazil”. O artigo faz parte dos pré-requisitos
do programa de pós-graduação do PPGCEP necessários para a defesa de tese de
Doutorado. Nos anexos da presente tese, encontram-se as análises que foram utilizadas
neste estudo, porém, por motivos de espaço, não foram incluídas no artigo.
1.2 Objetivos
Os objetivos do presente estudo são:
1) Entender o fenômeno que originou os calcretes que ocorrem ao longo do sistema
de fraturass e acamamentos dos carbonatos neoproterozóicos da Formação
Salitre na Bacia de Irecê;
2) Determinar como resultam as propriedades petrofísicas das rochas encaixantes e
dos calcretes relacionadas aos processos tectônicos e diagenéticos envolvidos.
1.3 Localização da Área Estudada
A área estudada abrange a Bacia Sedimentar de Irecê e encontra-se no
Norte do Estado da Bahia (Fig. 1.1). A Bacia de Irecê tem uma extensão de
aproximadamente 31.500 Km2 e engloba dezenas de municípios do sertão baiano, sendo
o principal deles o Município de Irecê, distante 476 Km de Salvador, a capital do
Estado. O acesso a partir de Salvador pode ser feito através das rodovias BA-512 e BA-
052.
Capítulo 1. Introdução
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 3
Figura 1.1. Localização da área estudada.
Capítulo 2. Metodologia e materiais
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 4
Capítulo 2
Materiais e métodos
Capítulo 2. Metodologia e materiais
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 5
2. Materiais e métodos
Com o objetivo de obter as respostas necessárias para a conclusão deste
estudo, foram utilizadas diversas ferramentas que, em conjunto, ajudaram a compor o
presente trabalho. A primeira ferramenta utilizada foi a de mapeamento geológico, que
teve a finalidade de estudar a geologia local, seus tipos litógicos e estruturas existentes
relacionadas ao desenvolvimento dos calcretes. Fotografias aéreas convencionais na
escala de 1:60.000 e imagens de satélite Pansharpened 4 Bandas (R, G, B e IR) com
resolução espacial de 50 cm, resolução radiométrica de 8 bits, ângulo de aquisição entre
Nadir e off-nadir de 25o foram usadas para o mapeamento e seleção de afloramentos
para detalhamento e coleta de amostras. As amostras coletadas seguiram o padrão
necessário para cada destinação, tais como microscopia ótica, fluorescência e
difratometria de raios-X, microscopia eletrônica de varredura, isotópos estáveis de O e
C, porosimetria de injeção de Hg, densitômetria de He e catodoluminescência. Nos
locais de falhas e fraturas preenchidas por calcretes, perfuratrizes foram usadas para
obtenção de plugs, uma vez que as rochas se encontravam bastante friáveis,
impossibilitando a obtenção de amostras com tamanho adequado para as análises.
Cerca de 100 seções delgadas foram analisadas em microscópio
polarizante. As seções não tinham lamínula e foram impregnadas com epoxy azul com a
finalidade de visualizar melhor a porosidade. A Catodoluminescência foi realizada com
o equipamento CL8200 Mk5-2 acoplado a um microscópio polarizante Leica DM2700P
no Laboratório NEXT (Natural and Experimental Tectonic Research Group) da
Universidade de Parma, Itália. A utilização da catodoluminescência auxilia a petrografia
das rochas estudadas. Pode-se analisar diferentes padrões de luminescência, que
auxiliam na interpretação dos ambientes distintos (freático ou vadoso) de cimentação,
diferentes graus de recristalização e tipos litológicos existentes. Para esta análise, foram
selecionadas seções delgadas de calcretes zonados, rochas hospedeiras fraturadas e
preenchidas com calcretes, calcretes Caatinga, entre outras.
As análises químicas de fluorescência de raios-X foram realizadas com
o Equipamento EDX-720 da marca Shimadzu para Análise Semi-quantitativa, com
limite de detecção de Na e U. Na difratometria de raios-X, foi utilizado o equipamento
XRD-6000 da marca Shimadzu com varredura: θ-2θ – 2º a 80º, Passo: 0,02º e
Velocidade: 2º/min. Ambas as análises foram realizadas no laboratório do Centro de
Capítulo 2. Metodologia e materiais
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 6
Tecnologia do Gás e Energias Renováveis (CTGAS-ER), em Natal-RN. No total, 28
amostras foram analisadas.
A microscopia eletrônica de varredura (MEV) e a espectrometria de
energia dispersiva de raios-X (EDS) foram realizadas, também, no laboratório do
CTGAS-ER, em Natal-RN. O equipamento utilizado foi o SSX-550 da Shimadzu.
Todas as amostras analisadas, num total de 28, foram metalizadas com Au, numa
corrente de 6 µA. O modelo do metalizador é o IC-50, também da Shimadzu.
As análises de isótopos estáveis de C e O foram realizadas no Parma
Isotope Geochemistry Lab, da Universidade de Parma – Itália. O instrumento utilizado
foi o ThermoFinnigan GasBench II, equipado com amostrador CTC Combi-Pal
autosampler conectado com um espectrômetro de massa ThermoFinnigan Delta Plus
XP. Para obtenção das micro-amostras de carbonato, foi empregado uma broca de
dentista. Cada amostra foi pesada numa microbalança de precisão com um peso alvo de
150-200 µg, e em seguida, transferida quantitativamente para um recipiente limpo e
seco de borosilicato de fundo redondo e tapada com um septo de borracha. Todas as
amostras foram analisadas, pelo menos duas vezes. As amostras de referência com duas
ou três assinaturas isotópicas diferentes (NBS18, NBS19 e uma de mármore Carrara
puro) foram intercaladas entre as amostras do presente estudo e carregadas no Gasbench
II. Um recipiente contendo ácido fosfórico também foi adicionado. As amostras e o
ácido foram mantidos no equipamento a uma temperatura constante de 72° C, para que
a temperatura do ácido fosse idêntica a da amostra. O instrumento, então,
automaticamente enxaguou as amostras com hélio ultrapuro (5,5 graus), utilizando uma
agulha de descarga para injetar hélio e substituir o ar contido sobre as amostras. No final
do processo de lavagem, algumas gotas de ácido fosfórico a 100% (densidade 1,95
g/cm3) foram adicionadas ao carbonato de cálcio utilizando uma seringa. As amostras
foram deixadas reagir com o ácido por aproximadamente 2 horas e, no final, os gases
resultantes foram analisados automaticamente na ordem sequencial de amostra. Para
cada amostra, quatro picos de gás de referência foram medidos e a amostra de gás foi
introduzida dez vezes no espectrômetro de massa. Os isótopos de carbonato (18
O/16
O e
13C/
12C) são referenciados como δ
18O e δ
13C, respectivamente, e em ‰ com relação ao
carbonato padrão PDB (Pee Dee Belemnite).
Capítulo 2. Metodologia e materiais
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 7
Vinte amostras de caliches e mudstones foram analisadas no
porosímetro a mercúrio da marca PoreMaster 33 da Quantchrome Instruments e no
picnômetro de He, no laboratório do NEXT (Natural and Experimental Tectonic
Research Group) da Universidade de Parma – Itália, para a obtenção da porosidade e da
distribuição dos tamanhos dos poros.
Para evitar cálculos errados da densidade em amostras muito porosas,
como é o caso dos calcretes do presente trabalho, foi adotado um procedimento com o
uso de cera sobre a amostra. O procedimento ocorreu em duas estapas. Na primeira
etapa, se mediram a massa, volume e densidade da amostra. A massa foi medida numa
balança de precisão, enquanto o volume e a densidade foram obtidos no picnômetro de
He. Na segunda etapa, a amostra, coberta por uma fina camada de cera foi novamente
analisada, utilizando o mesmo procedimento, para obtenção da nova massa, volume e
densidade. Para o cálculo real da densidade, foi adotada a massa da amostra sem cera. O
volume considerado para o cálculo foi o resultado da subtração do volume da amostra
sem cera pelo volume da cera colocado na amostra. Comparando os resultados com as
densidades encontradas no primeiro passo, invariavelmente, as densidades das amostras
foram menores, sendo que nas rochas mais porosas os valores foram maiores que nas
amostras menos porosas. O valor de densidade encontrado neste cálculo foi o
considerado para a análise da porosimetria de injeção de mercúrio.
Os parâmetros utilizados para as medições foram: células de amostras
de 0,5 cm3, pressão variando de 0,5 a 33.000 psi, variação de tamanhos dos poros de
0,0064 a 950 µm, ângulo de contato do mercúrio de 140 graus, e tensão superficial do
mercúrio de 0,48 N/m. Na análise de porosimetria de injeção de mercúrio, o volume de
mercúrio que penetra nas amostras porosas pode ser medido como uma função da
pressão hidráulica aplicada. A curvas de intrusão e extrusão de mercúrio obtidas foram
interpretados como distribuições de tamanho dos poros nos termos da equação de
Washburn, em que a pressão hidráulica aplicada (P) está relacionada com a da seção
transversal de raio R do poro acessível ao mercúrio sob pressão, juntamente com o dois
parâmetros termodinâmicos: tensão superficial do mercúrio (γ) e seu ângulo de contato
(θ) com a amostra (Washburn, 1921; Leon y Leon, 1998).
PR
cos2
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 8
Capítulo 3
Aspectos teóricos
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 9
3. Aspectos teóricos
3.1- Introdução
O presente capítulo apresenta um resumo dos conhecimentos teóricos
sobre o tema abordado, os calcretes, bem como das técnicas empregadas no presente
estudo, levando-se em consideração apenas aquelas menos conhecidas e utilizadas, tais
como: Catodoluminescência; Isótopos estáveis de O e C e Porosimetria de injeção de
Hg. As demais técnicas, como mapeamento geológico e petrografia macro e
microscópica não são comentadas por serem técnicas bastante difundidas e
normalmente aplicadas em estudos geológicos. A Fluorescência de raios-X e
Difratometria de raios-X são análises químicas que fornecem resultados numéricos e
contribuem na identificação mineral e química das amostras e não foram também
discutidas no presente capítulo. Cabe mencionar que todos os métodos e materiais
empregados estão descritos no capítulo 2, Métodos e materiais.
3.2 - Calcretes
3.2.1 - Introdução
Calcretes ou caliches são sedimentos carbonáticos continentais
resultantes do intemperismo de rochas, sedimentos ou solos pré-existentes. São
estreitamente ligados à formação de solos e predominantemente ocorrem em climas
áridos e semiáridos. Sua origem é ligada a períodos de não sedimentação, onde as
rochas e sedimentos expostos à superfície ou próximas dela começam a sofrer os efeitos
dos agentes intempéricos da exposição subaérea. Os calcretes são encontrados em
ambientes sob influência da diagênese meteórica vadosa (acima do lençol freático) e
freática (abaixo do lençol freático), e guardam diversas feições características de ambos,
embora muitas vezes seja um trabalho complexo a identificação e interpretação dos
ambientes de formação devido à presença de feições comuns e uma evolução geológica
com etapas ocorridas nos dois ambientes ou na zona de transição (capillary fringe zone)
(Tucker & Wright, 1990). Calcretes podem ser formados a partir de qualquer tipo de
rocha. Todavia, sua composição química pode favorecer e acelerar o processo de
formação dos mesmos. Muitos calcretes são formados no topo de sedimentos e rochas
ricas em carbonatos (Alonzo-Zarza, 2003). Os calcretes podem fornecer importantes
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 10
informações sobre seus ambientes de formação, tais como paleoclima, paleogeografia,
temperatura da água no momento da precipitação dos minerais constituintes, tectônica e
regimes de sedimentação. Como agentes diretos dos fenômenos geológicos atuantes
onde se encontram, podem, por exemplo, atuar como locais de infiltração das águas
meteóricas para a recarga dos lençóis freáticos (Wright & Tucker, 1990). Essa
infiltração pode ocorrer de forma difusa, quando o subtrato é inconsolidado ou
inconsistente, ou por condutos, quando o substrato é consolidado, ocorrendo por meio
de falhas, fraturas ou acamamentos.
Inúmeros trabalhos foram publicados ao longo dos anos a respeito dos
calcretes. As revisões sobre suas definições, tipologias e classificações podem ser
encontradas principalmente nos trabalhos de Esteban e Klappa (1983), Tucker e Wright
(1990), Wright e Tucker (1991), Alonzo-Zarza (2003), Wright (2007) e Alonzo-Zarza e
Wright (2010).
3.2.2 - Classificação
De acordo com seu ambiente de formação, os calcretes podem ser
divididos em dois tipos. Os originados na zona de alteração meteórica vadosa são
chamados de calcretes pedogênicos. Formam frequentemente perfis bem desenvolvidos
e apresentam diversas feições resultantes do ambiente preenchido por água e ar, bem
como aquelas resultantes de atividades biológicas viventes nesta zona. Os originados na
zona de alteração freática ou na zona de transição são chamados de calcretes de lençol
freático e apresentam feições relacionadas ao ambiente totalmente preenchido por água,
tais como perfis menos desenvolvidos e falta de feições biológicas (Wright & Turner,
1991).
A classificação de calcretes é complexa, pois podem ser utilizados vários
critérios. Classificações puramente descritivas consideram a mineralogia e a morfologia.
Os calcretes pedogênicos devem sua origem à adição ou redistribuição de carbonato de
cálcio associada a processos eluviais/iluviais, enquanto os calcretes de lençol freático
são originados devido à precipitação a partir de águas subterrâneas (Arakel &
McConchie, 1982) e, ocasionalmente, sob a influência de plantas fitofreáticas
(Semeniuk & Meagher, 1981).
Apesar do largo uso do termo “calcrete” e seu sinônimo “caliche”,
nenhum deles está incluído em qualquer classificação de perfil de solo, quer como um
nome do solo ou como um horizonte. Dentro de um perfil de solo, o horizonte de
acumulação de carbonato é chamado de horizonte K (Gile et al., 1965). Calcretes
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 11
pedogênicos formam-se dentro do perfil de solo e constituem vários horizontes de
acumulação de carbonato, formando um sub-perfil dentro do perfil de solo principal
(Wright & Tucker, 1991). Aridissolos, vertisolos, molissolos e alfissolos são os solos
mais típicos contendo calcretes, desenvolvendo-se no horizantes B ou C como
concentrações iluviais (Wright & Tucker, 1991). Na classificação de paleossolos, solos
contendo calcretes são considerados aridissolos (Retallack, 1993), calcissolos (Mack &
James, 1993) ou palaeo-ridissolos (Nettleton et al., 2000).
Com a calcita como mineral dominante, e a dolomita como segundo
constituinte mais frequente, uma simples classificação foi proposta por Netterberg
(1980), composta por calcretes, calcretes magnesianos, calcretes dolomíticos e
dolocretes. A mineralogia dominante dos calcretes é a calcita com baixo teor de Mg
(Wright e Tucker, 1991). A dolomita está normalmente presente, sendo primária ou
formada através de substituição, mas raramente constitui o mineral principal (Bustillo &
Alonso- Zarza, 2007). Em alguns dolocretes de lençol freático, a dolomita pode ser o
principal mineral porque se forma quando a relação Mg/Ca é elevada, o que é mais
provável de acontecer nas águas subterrâneas evoluídas onde Ca foi removido por
precipitação de calcita. Minerais carbonáticos mais complexos foram registrados a partir
de carbonatos pedogênicos associados com camadas ricas em Mg (Podwojewski, 1995)
e rochas vulcânicas (Molina, 1988).
A morfologia dos calcretes e seus diferentes horizontes deu origem a
um grande número de nomes. Estes incluem hardpan, platy calcrete, calcrete nodular,
chalky calcrete, horizonte de transição e material hospedeiro (Netterberg, 1980; Goudie,
1983, Esteban & Klappa, 1983) e são descritos brevemente a seguir do topo para a base
de um perfil completo de calcretes.
Hardpan – Por ser um horizonte mais endurecido e sem porosidade visível, o hardpan é
geralmente mais resistente às intempéries do que os horizontes subjacentes. Pode
alcançar 1,5m de espessura nos perfis mais desenvolvidos. É composto dominantemente
de calcita microcristalina bem cimentada ou calcita criptocristalina. Os horizontes mais
espessos geralmente mostram evidências de fraturamento, brechação não-tectônica,
dissolução e recimentação, e podem conter nódulos (pisólitos) e rizólitos. As cores são
geralmente brancas ou creme, embora laranja clara ao marrom não sejam incomuns. O
hardpan pode ser macroscopicamente maciço, laminado brechado ou nodular.
Platy calcrete - ocorre imediatamente abaixo do hardpan, ou em perfis com ausência do
hardpan pode ocorrer como o horizonte superior ou logo abaixo de uma cobertura do
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 12
solo mais recente. Distingue-se do hardpan pela sua laminação horizontal, placosa e
ondulada, sua porosidade de fratura, grande friabilidade e abundância de texturas
alveolares, rizólitos e agulhas de calcita. Estágios transicionais sugerem que o hardpan
é uma evolução dos platy calcretes. As espessuras médias do platy calcretes são
maiores que a do hardpan. Platy calcrete geralmente grada para baixo para calcrete
nodular.
Calcrete nodular - é composto de nódulos que consistem em concentrações
pulverulentas a endurecidas de carbonato de cálcio envoltos numa matriz menos rica em
carbonato. Os nódulos individuais possuem tamanhos variando entre silte e seixo.
Possuem formas esféricas ou subesféricas, irregulares e cilíndricas. A maioria das
formas cilíndricas são verticalmente alongadas. Os nódulos ocorrem tanto como
partículas isoladas ou como massas coligadas. As cores variam de branco a creme, ao
passo que a matriz tende a ser vermelho ou castanho avermelhado devido a maiores
concentrações de resíduos insolúveis, tais como hidróxidos de ferro. No entanto, alguns
nódulos, especialmente os de tamanho areia com laminações internas concêntricas
internas, são vermelhos escuros a marrons enquanto a matriz é marrom claro a creme.
Chalky calcrete - é caracterizado por possuir constituintes não consolidados de calcita
na fração silte e pela cor branca a creme. A cimentação entre os grãos é pobre possuindo
aspecto pulverulento. Esse horizonte tende a ser textural e estruturalmente homogêneo,
embora nódulos dispersos possam estar presentes. As espessuras máximas deste
horizonte raramente excedem 1 m. Grada para cima para calcrete nodular e para baixo
para o calcrete transicional.
Horizonte transicional - corresponde à zona entre material hospedeiro inalterado e
horizontes de calcretes sobrepostos que não possuem macroscopicamente características
discerníveis herdadas do material hospedeiro. O próprio horizonte de transição contém
evidências macroscopicamente visíveis de alteração local e substituição parcial da rocha
original. Estas evidências incluem: (1) estruturas sedimentares reliquiares, tais como
acamamentos, (2) fósseis reliquiares provenientes da rocha hospedeira envoltos pelo
calcrete, (3) grãos siliciclásticos com distribuições herdadas da rocha original, e (4)
vestígios de veios sem desvios ou interrupções. Camadas sedimentares com mergulhos
preservados podem ser visualizadas em perfis bem desenvolvidos tanto em calcretes de
transição como em chalky calcretes. A alteração ocorre preferencialmente ao longo das
camadas e planos de fraturas. Estes planos permitem que a água se mova mais
facilmente através do material hospedeiro e são, assim, os locais mais suscetíveis a
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 13
alterações diagenéticas e à penetração de raízes. Esse horizonte é essencialmente uma
zona de alteração local da rocha hospedeira, o que torna difícil fixar seu limite inferior.
O horizonte de transição pode ocorrer na zona vadosa superior do carste e pode chegar a
vários metros de espessura.
Material hospedeiro - pode possuir qualquer composição, textura, idade e origem. O
único fator significativo do material hospedeiro que influencia o desenvolvimento do
calcrete é a sua estabilidade mecânica. O desenvolvimento de um perfil de calcrete
requer um substrato suficientemente estável para que os processos pedogenéticos e
diagenéticos possam operar. Ainda assim, outros fatores, tais como a quantidade de
carbonato e a permeabilidade podem influenciar a taxa de desenvolvimento dos
calcretes. O material hospedeiro se distingue da zona de alteração mais acima pela
ausência de feições típicas que caracterizam os calcretes. Estruturas originais, texturas e
acamamentos do material hospedeiro são claramente reconhecíveis, já que eles não
foram modificados ou eliminados pela calcretização.
3.2.3 - Micromorfologia
A literatura sobre este assunto é substancial, destacando os trabalhos de
Braithwaite (1983), Esteban Klappa (1983), Wright e Tucker (1991), Wright (1994) e
Alonso-Zarza (2003). O que se segue é, portanto, um resumo dos principais aspectos da
petrografia dos calcretes. A micromorfologia de calcretes reflete os processos
biogênicos e não biogênicos que produzem a precipitação dos carbonatos, embora na
maioria dos calcretes ambos os tipos de processos têm geralmente operado em conjunto,
o que leva, em muitos casos, a uma dificuldade em determinar com clareza a origem de
uma determinada feição. Wright (1990) propôs dois microfabrics para calcretes.
Aqueles com características biogênicas dominantes são chamados de microfabric beta
(calcrete beta), enquanto aqueles com ausência de feições biológicas (não biogênicos)
são chamados de microfabric alfa (calcrete alfa). Uma breve descrição de ambos os
fabrics é feita a seguir seguindo as definições de Alonzo-Zarza e Wright (2010).
- Calcretes alfa
As características não biogênicas são o resultado de soluções
supersaturadas presentes no solo, o que pode provocar a precipitação em poros,
recristalização, substituição dos componentes carbonáticos e não carbonáticos do solo
(Braithwaite, 1989), e, em alguns casos, múltiplas fases de crescimento da calcita
(Wright e Peeters, 1989) e dolomitização. Essas feições incluem massas cristalinas de
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 14
calcitas com tamanhos micríticos a esparíticos. A presença de porções de cristais mais
grossos distribuídos irregularmente entre a micrita e microsparito é comum. Grãos
flutuantes são principalmente silicatos, mas podem variar dependendo da composição
da rocha hospedeira. Diferentes tipos de feições de dessecação (cracks e rachaduras)
podem ser preenchidas com cimentos de calcita, também são interpretadas como não-
biogênicas, assim como são romboedros de calcita, cuja origem não é totalmente clara.
Nódulos são comuns em alfa calcretes, mas sua origem é difícil de estabelecer. A
nitidez dos nódulos pode ser um indicador de sua gênese. Nódulos com margens difusas
podem indicar que eles formaram de forma não biogênica a partir das águas meteóricas
(Khadkikar et al., 1998). No entanto, não é fácil de distinguir entre nódulos formados
biogenicamente daqueles formados não biogenicamente. Na verdade, muitos nódulos
são interpretados como resultado da precipitação de carbonato ao redor das raízes, o que
implicaria que eles seriam rizólitos. Por isso, é necessário ter cuidado ao interpretar a
origem dos nódulos.
- Calcretes beta
As características dos calcretes beta são muito diversas e incluem nove tipos:
(1) Estruturas alveolares - são septos arqueados de tamanho milimétrico e comprimento
variável aparecendo dentro dos poros (Adams, 1980), bordejando vestígios de raízes
(Klappa, 1980), ou intercalados entre laminações micríticas (Alonso-Zarza, 1999). São
basicamente interpretadas como subprodutos das atividades dos fungos (mycelia) ou
associado com raízes (Wright & Tucker, 1991).
(2) Grãos revestidos - O núcleo dos grãos pode incluir vestígios da rocha hospedeira,
micrita ou mesmo partes de estruturas alveolares. As laminações concêntricas podem
ser simétricas ou não. A formação destes grãos requer a geração dos núcleos, quer por
dessecação ou por atividade das raízes, e a formação dos revestimentos, que é
controlado pelas raízes e microrganismos, especialmente fungos e cianobactérias (Knox,
1977; Calvet & Julia, 1983; Wright, 1990; Alonso-Zarza et al, 1992).
(3) Filamentos calcificados - muitas vezes estão presentes em qualquer tipo de calcrete
(James, 1972; Kahle, 1977), consistem em tubos retos ou sinuosos de porte sub-
milimétrico, com ramificações simples ou em forma de Y. Os filamentos são ligados
uns aos outros, e podem aparecer em colapso e revestidos por cristais de calcita. Eles
parecem ser originados por fungos, mas outros micro-organismos e filamentos de raízes
também podem formar esses filamentos.
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 15
(4) Rizólitos, núcleos de raízes calcificados e Microcodium - são muito comuns em
calcretes beta. A origem do Microcodium tem sido um assunto de controvérsia. É
geralmente interpretado como o produto de calcificação dos núcleos das raízes (Kosir,
2004).
(5) Agulhas fibrosas de calcita – possuem até 10 mm de largura e até 200 mm de
comprimento, mas podem ser muito variável em tamanho. Elas variam de hastes
monocristalinas a cadeias policristalinas, mostrando diferentes morfologias (Verrecchia
& Verrecchia, 1994). Sua formação se deve a níveis elevados de supersaturação ou
atividade microbiana, especialmente a de fungos ou cianobactérias (Callot et al, 1985;.
Phillips & Self, 1987).
(6) Esferulitos – são feições mais controversas relacionadas aos calcretes laminares. São
policristais fibro-radiais de calcita de baixo teor de Mg. Seus diâmetros variam de 0,5
mm a mais de 100 mm (Verrecchia et al., 1995). Eles ocorrem no topo dos calcretes
laminares e parecem estar associados com cianobactérias e colônias de bacterias que se
desenvolveram em finos leitos em lagos que posteriormente secaram.
(7) Microcavidades - são mais ou menos cavidades cilíndricas de cerca de 300 mm de
comprimento e 1 mm de diâmetro. Elas não têm nenhuma orientação preferencial e
podem estar vazias ou preenchidas por calcitas. Elas são semelhantes em tamanho e
morfologia à porosidade deixada por filamentos ou pelas raízes (Alonso-Zarza e Jones,
2007).
(8) Corpos esféricos ou ligeiramente poligonais - feições atribuídas aos esporos (Jones,
1992; Alonso-Zarza & Jones, 2007) e bactérias (Alonso-Zarza & Arenas, 2004).
Possuem diâmetro de 0,5 mm com paredes de calcita com 0,1 mm de espessura.
(9) Outras feições biogênicas - incluem aquelas resultantes da atividade da fauna do
solo, incluindo pelotas fecais, vestígios de abelhas, vespas, cupins e formigas.
3.3 - Catodoluminecência
3.3.1 - Introdução
Muitos minerais emitem radiação visível, referida como luminescência,
quando bombardeados por uma fonte de energia. As emissões ocorrem frequentemente
na faixa visível do espectro eletromagnético, com exceção das emissões ultravioletas
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 16
(UV) e infra-vermelhas (IR) (Marshall, 1988). A luminescência possui diferentes nomes
dependendo da fonte de energia. Por exemplo, o bombardeio por fótons ultravioleta de
alta energia gera fotoluminescência; um feixe de íons energéticos produz
ionoluminescência; Os raios X geram radioluminescência; e bombardeio de elétrons de
alta energia produz catodoluminescência (Pagel et al., 2000).
Minerais em rochas sedimentares, como o quartzo, feldspato e minerais
de carbonato, emitem luminescência característica chamada cathodoluminescência (CL)
quando bombardeado por elétrons de alta energia em um instrumento adequado.
Emissões de CL podem ser capturadas e exibidas como imagens coloridas em um
microscópio ou como imagens de alta resolução monocromáticas em um microscópio
eletrônico de varredura. A imagem de CL é particularmente útil para estudar rochas
sedimentares, pois fornece informações não disponíveis por outras técnicas sobre a
proveniência dos grãos minerais que constituem rochas sedimentares. Imagens de CL
também fornecem informações que não estão disponíveis por outras técnicas de
investigação em mudanças diagenéticas, tais como cimentação e perda de porosidade,
que acontecem em arenitos e rochas carbonáticas durante o soterramento (Marshall,
1988).
Embora conhecido desde meados do século XVII, coube a Sippel
(1965) e Smith e Stenstrom (1965) observações sistemáticas e discussão sobre a
utilização desse fenômeno. As primeiras aplicações da catodoluminescência para
materiais geológicos incluíram observações das características da CL dos minerais
carbonáticos e silicatados, especialmente calcita, quartzo e feldspatos. Os estudos
revelaram, por exemplo, que alguns minerais de carbonato exibiam zoneamentos em
imagens CL, que não eram visíveis em outros tipos de imagens. Uma observação
notável foi feita por Sippel (1968), que apontou que a CL proporciona um meio de
distinguir entre quartzo secundário, que é não luminescente, e quartzo primário ou
detrítico, que exibe luminescência. O interesse na utilização dessa técnica tem
aumentado desde então, onde a CL é particularmente útil na análise da proveniência dos
arenitos e folhelhos e no estudo da diagênese em ambas as rochas sedimentares
siliciclásticas e carbonáticas. Outras aplicações incluem o estudo dos contornos e
estruturas internas de fósseis que não são visíveis por microscopia ótica, na detecção das
distribuições de elementos-traço em minerais e estudo da apatita em rochas
sedimentares. A CL também tem sido usada para avaliar as características de minérios
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 17
em depósitos sedimentares, alguns aspectos da geologia do petróleo e para rastrear as
fontes de materiais arqueológicos.
3.3.2 - Catodoluminescência em rochas carbonáticas
Devido aos tipos de rochas estudadas no presente trabalho, são
apresentadas aqui as características principais da CL no estudo das rochas carbonáticas.
O papel da CL no estudo dos carbonatos é confinado principalmente ao estudo da
diagênese, embora ela desempenhe papel importante na identificação de grãos de
carbonato, texturas e estruturas. A catodoluminescência possui uma aplicação especial
na avaliação de zoneamentos de cimentos de carbonatos e interpretação desses
zoneamentos no que diz respeito à história de soterramento e da natureza das águas
diagenéticas presentes nos poros. As características de luminescência dos minerais de
carbonato são controladas principalmente pelas abundâncias relativas de manganês, dos
elementos terras-raras (ETR) e do ferro. Os íons trivalentes de terras raras e Mn+2
parecem ser os íons ativadores mais importantes da CL, enquanto Fe+2
é o principal
inibidor (Marshall, 1988; Machel, 2000; Richter et al., 2003).
Os padrões de luminescência encontrados nas análises são normalmente
descritos como luminescência brilhante, moderadamente luminescente e não-
luminescente, embora equipamentos modernos permitam a medição mais detalhada das
intensidades e informação espectral da CL. Em geral, a incorporação de Mn+2
na calcita
estimula luminescência e incorporação de Fe+2
reduz ou extingue a luminescência. A
interpretação qualitativa da CL atribui resposta não-luminescente a ambientes oxidantes
em que as formas reduzidas de Mn e Fe não estão disponíveis para incorporação nas
redes cristalinas da calcita ou dolomita precipitadas. Formas oxidadas destes elementos
não são incorporadas na calcita ou dolomita e, por isso, não há nada nos cristais para
excitar luminescência. A luminescência brilhante é associada a cristais com altas razões
Mn/Fe, normalmente obtidas em condições redutoras durante os estágios iniciais a
intermediários da diagênese de soterramento. A luminescência moderada ocorre em
cristais com razões mais baixas Mn/Fe, tipicamente em cimentos ou substituições
ocorridos durante os estágios intermediários a finais da diagênese de soterramento.
Quanto às cores exibidas na CL, os dois minerais carbonáticos principais apresentam
diferenças. Enquanto a calcita apresenta luminescência entre amarelo e laranja, a
dolomita tende a ser vermelha, embora possam existir variações devido à variação
Capítulo3. Aspectos teóricos.
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composicional e impurezas presentes nas suas redes cristalinas (Marshall, 1988;
Machel, 2000).
3.4 - Isótopos estáveis de C e O
3.4.1 - Introdução
Os isótopos são átomos com o mesmo número de prótons e elétrons,
mas diferentes números de nêutrons. Isótopos são denotados por uma fórmula atômica.
Por exemplo, o isótopo mais comum de carbono é 612
C, onde 12 é a massa atômica, ou a
soma de prótons e nêutrons, e 6 é o número atômico (número de prótons). Isótopos
estáveis são definidos como aqueles energeticamente estáveis que não se desintegram,
sendo, portanto, não-radioativos. Um isótopo tende a ser estável quando o número de
nêutrons (N) e o número de prótons (Z) são bastante semelhantes. Há cerca de 300
isótopos estáveis, mais de 1200 isótopos radioativos, e apenas 21 elementos que são
conhecidos por ter apenas um isótopo (Hoefs, 1997). A geoquímica de isótopos estáveis
para rochas carbonáticas utiliza os isótopos de C e O.
O carbono é um dos elementos mais abundantes na Terra. Apresenta
dois isótopos estáveis (12
C e 13
C) e quatro isótopos instáveis (10
C, 11
C, 14
C e 15
C). Os
isótopos estáveis de carbono ocorrem nas seguintes proporções:
12C : 98.89 % (6 prótons e 6 nêutrons)
13C : 1.11 % (6 prótons e 7 nêutrons)
O oxigênio é o elemento mais abundante sobre a Terra, atualmente
representando cerca de 20% da composição da atmosfera. O oxigênio ocorre em
compostos gasosos, líquidos e sólidos, em sua maioria estáveis numa ampla escala de
temperaturas, o que o torna um elemento muito interessante em geoquímica isotópica
(Hoefs, 2004), em estratigrafia isotópica de seções marinhas profundas e em inferências
de paleotemperaturas.
O oxigênio possui três isótopos estáveis, com as seguintes abundâncias:
16O: 99.7630 % (8 prótons e 8 nêutrons)
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 19
17O: 0.0375 % (8 prótons e 9 nêutrons)
18O: 0.1995 % (8 prótons e 10 nêutrons)
Isótopos estáveis de carbonatos
A geoquímica de isótopos estáveis de rochas carbonáticas envolve a
medição das razões de 18
O/16
O e 13
C/12
C comparando-as com os razões de uma amostra
padrão, normalmente a %PDB (Pee Dee Belemnite) para rochas carbonáticas e/ou
SMOW (Standard Mean Ocean Water) para as águas e algumas rochas carbonáticas. Os
resultados obtidos são dados como valores de delta (δ) entre a razão isotópica da
amostra analisada e a do padrão utilizado. As análises isotópicas de carbono e oxigênio
são realizadas em um espectrômetro de massa e por essa razão são dispendiosas. Essas
análises podem ser feitas em amostras extremamente pequenas, como por exemplo,
amostras de distintas zonas de cimentação ou constituintes fósseis individuais
(Prezbindowski, 1980).
A interpretação dos dados isotópicos é muito complexa porque existem
muitas variáveis possíveis. A razão 18
O/16
O incorporada em uma calcita ou uma
dolomita, por exemplo, é influenciada pela temperatura da água. Temperaturas elevadas
precipitam mais 16
O em relação ao 18
O, tornando, portanto, a razão 18
O/16
O mais "leve"
ou mais negativa em relação ao padrão PDB. Infelizmente, as razões 18
O/16
O dos
carbonatos precipitados são também influenciadas pelas razões 18
O/16
O das águas a
partir do qual eles precipitam (Sholle & Ulmer-Scholle, 2003). Assim, carbonatos
precipitados a partir de águas meteóricas também serão "leves" ou negativos em relação
ao padrão PDB. Outras complicações provenientes de possíveis variações seculares na
química isotópica da água do mar, a partir do fracionamento isotópico na precipitação
biológica de organismos, e a partir de uma vasta gama de diferentes composições
isotópicas das águas (resultante do fracionamento isotópico durante repetidos eventos
de evaporação) também podem influenciar a razão 18
O/16
O.
A variação da composição isotópica do carbono é menos dependente da
temperatura e depende dos processos de fracionamento biológico, da composição
isotópica do carbono da água (que também mostra variações seculares), decomposição
orgânica e inorgânica da matéria orgânica, e a eventual introdução de CO2 proveniente
das plantas ou derivado do solo (Scholle & Ulmer-Scholle, 2003). Apesar de todas estas
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 20
complicações, alguns padrões úteis na geoquímica de isótopos estáveis, em rochas
carbonáticas, têm surgido nos últimos 50 anos (Fig. 3.1). Basicamente, se são
conhecidas as composições isotópicas dos precipitados marinhos de uma determinada
idade, produtos meteóricos terão razões 18
O/16
O ligeiramente mais “leves” e razões 13
C
/12
C substancialmente mais leves. Os produtos diagenéticos de soterramento podem ter
razões 18
O/16
O e 13
C /12
C muito mais “leves”, dependendo da natureza dos processos de
decomposição biológica ativos no momento da precipitação dos carbonatos (Sholle &
Ulmer-Scholle, 2003).
Figura 3.1. Valores das razões entre isótopos estáveis de O e C de acordo com o
ambiente de ocorrência (modificado de Scholle & Ulmer-Scholle, 2003)
3.4.2 - Isótopos estáveis de carbonatos pedogênicos
O estudo de isótopos de carbono e oxigênio em carbonatos pedogênicos
e a compreensão de sua formação têm várias implicações, como a reconstrução das
condições paleoclimáticos durante a sua precipitação (Han et al., 1997; Lacelle et al.,
2006; Lacka et al., 2009; Lee & Hisada, 1999) e seu papel no sequestro do CO2
atmosférico (Renforth et al., 2009; Ryskov et al., 2008). O estudo da assinatura
isotópica de carbonatos pedogênicos envolve vários fatores, dentre os quais incluem-se
a precipitação atmosférica (chuva, neve, nevoeiro e granizo), tipo de vegetação (plantas
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 21
C3 e C4), temperatura e pH do solo, pois os mesmos afetam valores de δ13
C e δ18
O
presentes no solo (Cerling, 1984). O CO2 que preenche os poros a uma dada
profundidade do solo é produzido a partir da respiração das raízes das plantas, da
degradação heterotrófica e da oxidação da matéria orgânica (Cerling et al., 1991). No
solo, o processo de difusão controla a transferência de massa de gás, induzindo a
mistura de CO2 da atmosfera com o CO2 do solo, nos centímetros superiores do mesmo.
Os valores de δ13
C do CO2 do solo devem mudar com a profundidade (Cerling & Wang,
1996).
Dados de isótopos estáveis em calcretes podem ser encontrados em
estudos de mais de 30 anos atrás (Salomons et al., 1978; Talma & Netterberg, 1983;
Salomons & Mook, 1986), que fornecem uma gama de dados ainda valiosos apesar da
quantidade disponível na literatura mais recente (Alonzo-Zarza, 2003). Nas compilações
citadas acima, valores δ13
C em calcretes podem variar entre -12‰ a +4‰, enquanto os
valores de δ18
O variam entre -9‰ a +3‰. Em geral, as variações de δ13
C são muito
maiores que as de δ18
O (Talma & Netterberg, 1983; Ding & Yang, 2000). Ambos, δ13
C
e δ18
O, são fortemente dependentes da profundidade do perfil a partir da qual as
amostras são obtidas, diminuindo rapidamente com a profundidade e tornando-se quase
constante, entre 10 e 50 cm abaixo da interface ar-solo (Quade et al., 1989). Os valores
δ13
C de carbonatos formados nos horizontes do solo, em profundidades abaixo de 30
cm, dependem da composição isotópica do CO2 do solo (Quade et al., 1989). A
composição isotópica do CO2 do solo é controlada pela proporção relativa de plantas
que utilizam a fotossíntese, tais como plantas C4 + CAM e C3, pela densidade da
cobertura vegetal, pela consequente taxa de respiração do solo e pela quantidade de CO2
atmosférico que penetra no mesmo (Cerling, 1984; Amundson et al., 1988; Mack et al.,
2000). Plantas C3 (árvores, a maioria dos arbustos e gramíneas de estação fria)
fornecem mais 12
C que as plantas C4 + CAM, resultando em valores mais baixos de
δ13
C que as coberturas vegetais dominadas por plantas C4. Vegetações densas também
contribuem para valores baixos de δ13
C, através do aumento da taxa de respiração,
diminuindo a quantidade de CO2 atmosférico que penetra o solo (Quade et al., 1989).
A composição isotópica do oxigénio nos calcretes está diretamente
relacionada com as águas meteóricas (proveniente da chuva), onde são formados com
alguma alteração causada pela infiltração seletiva e evaporação, além de um pequeno
efeito da temperatura (Talma & Netterberg, 1983; Cerling, 1984). Os valores δ18
O são
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 22
sensíveis às condições climáticas. Em regiões de clima árido (precipitação anual <250
mm), os valores de δ18
O inferiores a -5‰ não ocorrem e áreas que recebem menos de
350 mm tem valores superiores a 2‰ (Talma & Netterberg, 1983). Os valores de δ18
O
das águas de chuva e carbonatos pedogênicos diminuem sistematicamente com o
aumento da altitude (Quade et al., 1989). A co-variação positiva de δ13
C e δ18
O é
comum, mas nem sempre é observada. Isto pode ser explicado pelas consequências das
alterações climáticas. Em climas com aridez flutuante, as condições mais áridas
favorecem o aumento de plantas C4, juntamente com uma diminuição das taxas de
respiração do solo, que, por sua vez, permitem a entrada de maiores quantidades de CO2
atmosférico nos perfis de solo (Cerling, 1984 e Andrews et al., 1998).
Dados de isótopos estáveis de carbonatos pedogênicos são, sem dúvida,
válidos na reconstrução de ambientes antigos. Kleinert e Strecker (2001) indicaram que
as alterações nos valores isotópicos de carbonatos pedogênicos correspondem às
mudanças no clima regional causadas pela elevação da Cordilheira Oriental na
Argentina. Esta elevação progressiva ocorreu durante o final do Neogeno e causou um
efeito de sombra na chuva, induzindo estágios de aridez em que as plantas C4 eram
dominantes. No entanto, os dados isotópicos devem ser interpretados com cautela, uma
vez que muitos fatores de interação ocorrem em conjunto. Por exemplo, os dados de
isótopos de calcretes de lençol freático também podem fornecer informações sobre o
grau de modificação a que as águas meteóricas foram submetidas e sobre a possível
mistura com fluidos marinhos ou de soterramento (Talma & Netterberg, 1983). Às
vezes, para a mesma área, carbonatos pedogênicos e de lençóis freáticos podem mostrar
valores isotópicos semelhantes (Mack et al., 2000). Além disso, mudanças na vegetação
podem ocorrer não relacionadas com o clima. Variações nos níveis de CO2 na atmosfera
também podem induzir mudanças na quantidade relativa de plantas C3/C4 (Cole &
Monger, 1994), com plantas C3 favorecidas por níveis mais elevados de CO2
atmosférico. Cuidados especiais também devem ser tomados para evitar a contaminação
com componentes de carbonato detrítico da rocha hospedeira, o ''efeito de diluição do
calcário'', e a possível influência da diagênese. A profundidade dentro do perfil também
deve ser considerada (Talma & Netterberg, 1983; Cerling, 1984; Quade et al., 1989).
Quando esses fatores são levados em conta, a análise de isótopos estáveis é, sem dúvida,
válida, especialmente para o estudo de áreas específicas onde todos os dados geológicos
são bem conhecidos (Wright & Alonso-Zarza,1992).
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 23
3.5 - Porosimetria de intrusão de mercúrio
3.5.1 - Introdução
Do ponto de vista físico, os materiais geológicos, solos e rochas podem
ser considerados sistemas trifásicos, constituídos por uma fase sólida (as partículas que
definem a fábrica), uma fase líquida (geralmente água, seja gravitacional, ou associada
às partículas mediante adsorção) e uma fase gasosa (comumente ar com vapor d’água).
A caracterização dos materiais porosos implica normalmente a determinação do volume
total de poros e a curva de distribuição do tamanho dos poros. Também pode ser
necessário estudar a morfologia dos poros e sua interconectividade ou determinar sua
superfície interna e externa (Portsmouth & Gladden, 1991).
Os métodos mais comumente utilizados são: a porosimetria de
mercúrio, onde os poros são preenchidos com mercúrio injetado sob pressão. Este
método é apropriado para numerosos materiais com poros com tamanhos variando entre
0,003 – 360μm; e a adsorção de gases, onde os poros, entre 0,1μm e 4x10-4
μm de
tamanho, são caracterizados mediante as isotermas de adsorção de um gás, como o
nitrogênio.
A porosimetria de mercúrio é uma técnica destrutiva que permite
estudar a rede porosa dos materiais. Consiste na penetração controlada de mercúrio
como resposta a uma pressão hidrostática aplicada, existindo uma relação matemática
entre o diâmetro do poro preenchido por mercúrio e a pressão necessária para que se
produza a intrusão. Esta técnica é adequada para amostras sólidas que não se umedecem
nem se amalgamam na presença do mercúrio, como é o caso da maioria das rochas e
solos. Alguns metais como ouro, prata, níquel e cobre, podem requerer uma passivação
prévia antes de colocá-los em contato com o mercúrio (Portsmouth & Gladden, 1991).
Esta técnica não só possui um enorme interesse por cobrir uma variação
grande de tamanho de poros, como fornece informações (volume do mercúrio aplicado
em função da pressão aplicada) de diversas características do espaço poroso e que pode
correlacionar-se com as diferentes propriedades físicas dos materiais (Santiago, 2008).
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 24
3.5.2 - Fundamentos físicos
O mercúrio é o único metal líquido à temperatura e pressão normais.
Sua cor é prata brilhante e tem uma mobilidade elevada, apesar da sua alta densidade
(13,6 g/cm3 aproximadamente, dependendo da temperatura). O ponto de fusão é -38,9˚C
e o de ebulição é 356,6˚C. O mercúrio é facilmente atacado por ou diluído em ácido
nítrico concentrado e ácido clorídrico a quente. Ele está ligado com a maioria dos
metais (com exceção do ferro, alumínio, níquel, platina e cobalto) que formam
amálgamas. A manipulação de mercúrio deve ser feita com cuidado porque, à
temperatura ambiente, emite gases tóxicos. O mercúrio usado na porosimetria deve
possuir uma pureza de 99,4%. O princípio desta técnica está baseado no fato de que o
mercúrio se comporta como um líquido não-molhável com a maioria dos materiais
geológicos, tais como solo e rocha. Isto acontece porque o ângulo de contato do
mercúrio com estes materiais é maior do que 90˚ e, portanto, não penetra nas aberturas e
fissuras do material a não ser que uma pressão pré-determinada seja aplicada. Porém,
existem outros materiais, geralmente metais, que são umedecidos pelo mercúrio, tais
como zinco, cobre ou prata. Em tais casos, a porosimetria de intrusão de mercúrio é
possível apenas depois de se revestir a superfície com um material polimérico. A
justificativa para este comportamento do mercúrio é essencialmente baseada em duas
propriedades do mesmo: sua tensão superficial e ângulo de contato com sólidos
(Rodríguez & García, 1995).
3.5.2.1 - Tensão superficial do mercúrio
Os gases e líquidos são fluidos, mas líquidos possuem uma propriedade
que falta aos gases. Os líquidos têm uma superfície "livre", isto é, uma superfície cuja
forma não é determinada pela forma do recipiente que o contém. Essa superfície é
formada por uma combinação da atração gravitacional da Terra (peso) e das forças entre
as moléculas do líquido. Uma consequência direta da existência desta superfície livre é
que sobre ela atua uma força que não está presente dentro do líquido, por isso chamada
"tensão superficial".
As moléculas de um líquido atraem-se mutuamente. No entanto, as
moléculas que formam a superfície livre são submetidas a forças em todas as direções,
exceto na direção normal à referida superfície, onde não existem moléculas adjacentes.
O resultado é que as moléculas presentes na superfície são atraídas para ela. Para alguns
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 25
efeitos, esta película de moléculas superficiais se comporta como uma membrana
elástica. A tensão superficial é geralmente definida como a força exercida sobre a
superfície, dividido pelo comprimento da borda da referida superfície. Cabe ressaltar
que não é força dividida pela área da superfície, mas dividida pelo comprimento do
perímetro da referida superfície. A tensão superficial depende da natureza do líquido, do
meio que o rodeia e da temperatura, e não depende da área de contato existente entre o
mercúrio e o material. Assim, líquidos com forças de atração intermoleculares fortes
têm tensão de superficial elevada. Além disso, a composição química do material sólido
em contato determina a magnitude das forças sólido-mercúrio. Em geral, a tensão
superficial diminui com a temperatura, uma vez que as forças de coesão diminuem com
o aumento da agitação térmica. A força de tensão superficial tem dimensão por unidade
de comprimento e atua tangencialmente a sua interface. A tensão superficial do
mercúrio varia entre 0,480 e 0,485 N/m a 25° C.
3.5.2.2 - Ângulo de contato
O ângulo de contato é aquele formado pela superfície de um líquido ao
entrar em contato com o sólido. O valor do ângulo de contato depende principalmente
da relação entre as forças de adesão e o sólido e as forças coesivas dos líquidos. Quando
as forças de adesão com a superfície do sólido são muito grandes em relação às forças
de coesão, o ângulo de contato é inferior a 90˚ e o líquido molha a superfície. Por outro
lado, quando as forças de interação líquido-material são menores do que as forças de
líquido-líquido, a superfície de contato tende a diminuir. O valor do ângulo de contato
(θ) está relacionado com a tensão superficial (γ), uma vez que esta voltagem é uma
medida da magnitude das forças de interação líquido-líquido, neste caso mercúrio-
mercúrio. Quando estas forças são fracas (γ tende a zero), o equilíbrio de forças vai
favorecer as de interação mercúrio-material e o mercúrio molhará o material (θ<90°).
Por outro lado, se as forças de mercúrio-mercúrio são maiores do que as forças de
mercúrio-material, o mercúrio atuará como fluido não-molhável (θ>90°).
O ângulo de contato depende da natureza da amostra e deve ser
considerado um valor médio. Um grande número de ensaios foi realizado para
determinar o valor do ângulo de contato existente entre diferentes materiais e o
mercúrio, dando origem a valores dentro do intervalo 115˚-155˚. Assim, para materiais
rochosos, o valor em torno de 141° é usualmente empregado. O ângulo de contato com
Capítulo3. Aspectos teóricos.
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 26
argilas tais como bentonita varia entre 139˚ e 147˚. Em geral, é costume considerar um
valor entre 130˚ e 140˚. Outros valores têm sido propostos na literatura, como Delage e
Lefebvre (1984) que utilizaram um ângulo de contato 141˚ para argilas naturais, ou
Griffiths e Joshi (1989) que usaram 147° para a ilita e caulinita.
Capítulo 4. Geologia regional
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 27
Capítulo 4
Geologia regional
Capítulo 4. Geologia regional
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 28
4. Geologia Regional
4.1- Introdução
O objeto de estudo da presente tese ocorre na Bacia de Irecê, uma bacia
epicontinental cratônica (Souza et al., 1993), constituída por rochas sedimentares
neoproterozóicas (900 -600 Ma) do Grupo Una e localizada na porção norte do Cráton
São Francisco (Fig. 4.1), região tectonicamente estável durante o ciclo orogênico
Brasiliano (Almeida, 1977; Alkmin et al., 1993). Juntamente com a Bacia do São
Francisco, a Bacia de Irecê é uma remanescente de uma imensa plataforma carbonática
que cobria uma área de mais de 300.000 km2, no Cráton São Francisco. A Bacia de
Irecê tem, na base, rochas sedimentares glaciais (diamictitos e tilitos), cobertas por uma
espessa sequência carbonática do tipo cap carbonates (Hoffman et al., 1998),
depositada em um ambiente de planície de maré, denominadas respectivamente de
Formação Bebedouro e Formação Salitre e pertencentes ao Grupo Una (Pedreira, 1998).
4.2- Embasamento da Bacia de Irecê
O embasamento da Bacia de Irecê é constituído por coberturas
cratônicas mesoproterozóicas do Grupo Chapada Diamantina. Apresenta-se dobrado,
com metamorfismo incipiente, e inclui duas sequências sedimentares: as Formações
Tombador e Caboclo, basais, de natureza fluvio-eólica e marinha plataformal; e a
Formação Morro do Chapéu, no topo, de natureza fluvio-estuarina (Sampaio et al.,
2001).
Sampaio et al. (2001) classificaram em três fases distintas a evolução
dos conhecimentos geológicos com respeito às dezenas de estudos publicados na região.
A primeira, denominada de fase pioneira, começou ainda no século XIX e finalizou em
meados da década de 60, já no século XX. A segunda, chamada de fase sistemática,
Capítulo 4. Geologia regional
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 29
Figura 4.1. Cráton São Francisco e localização da área estudada. Modificado de
Trindade et al. (2004).
ocorreu em meados do final da década de 60 e início da década de 80. A terceira e
última fase, chamada de fase de interpretação dos ambientes deposicionais,
compreendeu meados da década de 80 até o início dos anos 2000. Atualmente, estudos
publicados procuram aplicar o conceito da estratigrafia de sequências na região, bem
como realizar estudos mais específicos sobre diversos temas.
Brito Neves e Leal (1968) subdividiram o Grupo Chapada Diamantina
em 3 formações. Na base, ocorre a Formação Tombador, definida por Branner (1910).
No meio, tem-se a Formação Caboclo, também definida por Branner (1910). Fechando
Capítulo 4. Geologia regional
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 30
a sequência, encontra-se a Formação Morro do Chapéu, definida por Brito Neves
(1967).
4.2.1- Formação Tombador
Branner (1910) foi o pioneiro a estudar camadas de arenito que ocorrem
sobre o embasamento, a oeste da cidade de Jacobina, Bahia. O autor denominou estas
camadas de Quartzito Tombador. Posteriormente, Oliveira e Leonardos (1940)
formalizaram o termo “formação” para esta unidade. Sampaio et al. (2001), num estudo
com ênfase à determinação dos ambientes deposicionais, atribuíram quatro associações
de litofácies a esta formação. A primeira, basal, é constituída por conglomerados de
leque aluviais; a segunda, constituída por siltitos e arenitos com estratificação plano-
paralela, cruzada acanalada, ondulada e lenticular, foi depositada em ambiente fluvial
braided; a terceira, denominada arenito sigmoidal, foi interpretada como de ambiente
eólico; e a quarta, no topo, é constituída por arenitos e lamitos que sugerem deposição
em um ambiente transional relacionado a desembocaduras de canais.
4.2.2- Formação Caboclo
A Formação Caboclo foi originalmente citada por Branner (1910),
quando descreveu uma série rochas argilosas de cores cinza, vermelha, amarela e preta,
posicionadas estratigraficamente acima dos Arenitos Tombador, que ele denominou de
Folhelhos Caboclo. Oliveira e Leonardos (1940) elevaram esta unidade à condição de
Formação Caboclo, com uma provável idade atribuída ao Cambriano. A Formação
Caboclo é constituída por laminitos algais, calcarenitos, arenitos conglomeráticos,
lamitos e siltitos. O ambiente de sedimentação varia de transicional (supramaré a
submaré com exposição periódica) para os laminitos algais e calcarenitos; marinho
profundo com lamitos e arenitos; em contato basal discordante, fluvial braided com
arenitos e conglomerados; depois transicional (supramaré com submaré rasa) com
laminitos e pelitos; e por fim um ambiente supramaré a submaré com influência de
tempestades com siltitos, argilitos, arenitos, lamitos algálicos e calcários
estromatolíticos colunares (Sampaio et al., 2001).
4.2.3- Formação Morro do Chapéu
Novamente, Branner (1910) foi o pioneiro em estudar e nomear os
sedimentos relacionados à Formação Morro do Chapéu. Essa unidade é de fato o
substrato da Bacia de Irecê, ocorrendo em contato direto com os sedimentos da bacia.
Embora estudada originalmente por Branner (1910), o qual denominou os siliciclastos
Capítulo 4. Geologia regional
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 31
dessa unidade de Arenito Lavras, coube a Brito Neves (1965) a denominação de
Membro. Posteriormente, Brito Neves (1967) nomeou essa sequência siliciclástica de
Formação Morro do Chapéu. Sampaio et al. (2001) definiram 5 associações de
litofácies. A primeira, basal, seria constituída por conglomerados suportados por
clastos, arenitos conglomeráticos e arenitos de ambiente fluvial braided. A segunda,
composta por siltitos e arenitos com estratificação cruzada acanalada, plano-paralela,
ondulada e lenticular, estaria relacionada a ambiente estuarino (intermaré a submaré
rasa). A terceira seria constituída por arenitos sigmoidais depositados em ambiente
estuarino sob influência de tempestades. A quarta, constituída por arenitos e lamitos,
teria sido depositada em ambiente transicional com tempestades. A quinta, no topo,
seria constituída por arenitos sigmoidais feldspáticos de ambiente deltaico.
4.3- Bacia de Irecê
A sedimentação da bacia começou com sedimentos glaciais (diamictitos
e tilitos) que posteriormente foram cobertos por uma espessa sequência de carbonatos
(grainstones, mudstones e dolomitos) depositada em um ambiente de planície de maré e
em discordância angular e erosiva sobre o embasamento (Kuchenbecker et al. 2011,
Guimarães et al., 2011, Brito Neves et al. 2012). Este conjunto de rochas integra o
Grupo Una e está dividido em duas formações, de acordo Pedreira et al. (1975).
4.3.1- Grupo Una
A introdução da denominação Calcário ou Formação Una deve-se a
Derby (1905), que utilizou, inicialmente, esse termo para designar os carbonatos
encontrados nas bacias dos rios Salitre, Una e Jacaré. Posteriormente, em 1974, esta
designação passou a ser utilizada com a conotação de Grupo, durante a reunião conjunta
CPRM/ DNPM/PROSPEC. Na ocasião, foi adotada a denominação Supergrupo São
Francisco de Pflug e Renger (1973), abrangendo os grupos Bambuí, Rio Pardo,
Miaba/Vaza- Barris, a Formação Macaúbas e o Grupo Una, este último incluindo as
Formações Bebedouro e Salitre.
4.3.1.1- Formação Bebedouro
O termo Formação Bebedouro foi utilizado inicialmente por Oliveira e
Leonardos (1940) para denominar os arenitos e conglomerados descritos por Derby
(1905). Base do Grupo Una e depositada em discordância angular e erosiva sobre seu
Capítulo 4. Geologia regional
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 32
embasamento (Sampaio et al., 2001; Kuchenbecker et al., 2011; Guimarães et al., 2011;
Brito Neves et al., 2012), a Formação Bebedouro é uma sucessão glaciogênica. Sampaio
et al. (2001) definiram 3 litofácies relacionadas ao ambiente de sedimentação glacial,
compostas por diamictitos, arcósios e lamitos. A Formação Bebedouro ocorre de forma
descontínua no Cráton São Francisco, em uma área de aproximadamente 40.000 km2
distribuída em várias sub-bacias isoladas, mas muito provavelmente depositada numa
única bacia, que posteriormente foi segmentada por eventos tectônicos e denudação. Na
Bacia de Irecê, as rochas da Formação Bebedouro ocorrem em pequenas exposições na
porção leste da bacia.
4.3.1.2- Formação Salitre
Também segmentada em sub-bacias e depositada em discordância sobre
os depósitos glaciogênicos, embora seja comum o contato direto com os
metassedimentos da Formação Morro do Chapéu (Misi & Veizer, 1998), a Formação
Salitre é constituída por carbonatos de origem marinha rasa e é a unidade de maior
ocorrência na Bacia de Irecê. Foi originalmente denominada de Calcário Salitre por
Branner (1911). É constituída por calcilutitos, margas, silexitos, calcarenitos,
calcissiltitos, argilitos, dolomitos e laminitos algais. Bonfim et al. (1985) e Pedreira et
al. (1987) subdividiram a sequência carbonática em 4 unidade informais chamadas
“unidades Irecê, Jussara, Nova América e Gabriel”, correspondendo a dois ciclos
transgressivos e um regressivo intermediário. Já Misi e Veizer (1998) subdividiram a
Formação Salitre em 5 unidades informais (C, B, B1, A e A1). Embora com nomes
diferentes, ambos os autores concordam na ocorrência dos dois ciclos transgressivos,
intercalados por um regressivo. As unidades são sumarizadas a seguir, segundo a
definição de Mise e Veizer (1998): A unidade “C” é formada por dolomitos argilosos
vermelhos e estão depositadas diretamente sobre a Formação Bebedouro, na parte mais
oriental da bacia. A unidade “B” é composta de calcários cinza laminados, gradando
para camadas dolomíticas. É comum uma sucessão rítmica centimétrica de camadas
calcárias ou calcárias-dolomíticas. A unidade B1 consiste de dolostones avermelhados a
cinzentos, com calcários dolomíticos laminados e lentes de calcarenitos peloidais de cor
cinza. É a unidade mais importante, economicamente, devido à presença de
estromatólitos fosfáticos e mineralizações de Pb-Zn. A unidade “A” ocorre na borda
oeste da bacia. É formada pela intercalação de mudstones cinza, folhelhos, siltitos e
camadas de grainstones. A unidade “A1” é caracterizada por calcários maciços pretos
ricos em matéria orgânica com oolitos e pisólitos.
Capítulo 4. Geologia regional
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 33
4.4- Coberturas Terciária-Quaternárias
As coberturas terciária-quaternárias são comuns, recobrindo os
carbonatos e tilitos da Bacia de Irecê. Existem dois tipos: i) Caliches ou calcretes,
denominados de Calcário Caatinga (Branner, 1910) e ii) Coberturas residuais resultantes
da alteração dos carbonatos da Formação Salitre, formando apenas solos e sedimentos
espalhados erraticamente na área, como também vistos nos rios e riachos da região.
Os calcretes são constituídos por calcários puros maciços e ou
pulverulentos, que podem chegar até 50 metros de espessura. São também resultantes da
dissolução e re-precitação in situ dos carbonatos da Formação Salitre. Ocorrem também
nas outras sub-bacias existentes, já citadas anteriormente. Embora identificado e
denominado de Calcário Caatinga, ainda no começo do século XX, por Branner (1910),
poucos estudos foram publicados a respeito dessas rochas, embora elas tenham, em
alguns locais, um bom valor econômico, já que são exploradas como rochas
ornamentais. Suguio et al. (1980), por meio de estudos isotópicos, sugeriram uma
origem de água doce para essas rochas. Riche et al. (1982) identificaram 2 diferentes
horizontes resultantes da alteração intempérica na região de Irecê. Da base, próximo ao
contato com a rocha sã, um horizonte isovolumétrico de alteração com dois sub-
horizontes (friável e pulverulento); e, no topo, um segundo horizonte, de encrustamento
maciço com três sub-horizontes (maciço friável, pouco friável e crosta calcária).
Pedreira et al. (1985) citam os calcretes (Calcários Caatinga) como sendo mais
predominantes na porção noroeste da bacia, com espessura variando de poucos
centímetros a 5 metros, com cor em geral branca, pulverulentos e englobando, algumas
vezes, blocos de calcissiltitos e calcilutitos, de cores rosa, cinza e creme. Penha (1994)
descreveu, detalhadamente, uma seção próxima a Ourolândia, região produtora de
rochas ornamentais dessa formação, incluindo, também, a presença de diversas feições
orgânicas, tais como rizoides, tubos e moldes de raízes, e abiogênicas, como gretas
circungranulares, indicando ser um calcrete poligenético, sendo pedogênico no topo e
freático na base. Auler (1999) sugeriu uma origem palustrina, onde a oscilação do nível
do lençol freático exporia essas rochas à ação dos processos subaéreos. Auler et al.
(2003) separaram em ao menos três unidades distintas ao que era anteriormente
considerado como sendo Calcário Caatinga: 1) calcários esbranquiçados laminados a
maciços, pulverulentos, estes sim constituindo os Calcários Caatinga; 2) Tufas calcárias
Capítulo 4. Geologia regional
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 34
fossilíferas; e 3) “areias” carbonáticas encontradas no leito das drenagens. As tufas
representam depósitos tipo “cascata” associados a rios tributários hoje secos e
depositados por águas saturadas em carbonato de cálcio, sendo, portanto, independentes
e distintos do Calcário Caatinga. As areias carbonáticas são comuns no leito do Rio
Salitre e seriam fruto, ainda segundo Auler et al. (2003), do intemperismo e erosão das
formações carbonáticas mais antigas.
4.5- Geoquímica e Geocronologia
Os primeiros estudos de caráter geoquímico realizados nos carbonatos
da Bacia de Irecê foram realizados por Torquato e Misi, (1977), Misi e Kyle (1992) e
Misi e Veizer (1998). Os mesmos relatam uma evidente variação nos isótopos de Sr e C
relacionadas à estratigrafia dos calcários existentes. A variação da razão 87
Sr⁄86
Sr situa-
se entre 0,70745 e 0,71776. Misi e Kyle (1992) dividiram os valores encontrados de
isótopos de O e C de acordo com os ambientes diagenéticos, amostrando os diferentes
tipos de cimentos encontrados previamente. No geral, os isótopos de δ18
O variam de -
1,5%o a -9,5%o (PDB), sendo os mais negativos relacionados aos cimentos de
soterramento. Cabe mencionar que estes autores identificaram ainda uma etapa de
diagênese meteórica sofrida pelos carbonatos do Grupo Una, mostrando uma grande
variação negativa de δ13
C, atingindo – 15,05%o e uma variação mais contida para os
isótopos de δ18
O (entre -7,56 e -5,77%o). Em resumo, os valores de δ13
C aumentam em
direção ao topo da sequência chegando a 9,4 (Misi & Veizer, 1998).
A configuração atual da Bacia de Irecê reflete a influência do último
grande evento orogênico na região. Embora dentro do Cráton São Francisco, a
proximidade da bacia com a borda do cráton e a circunvizinha Faixa Móvel Riacho do
Pontal, fez com que ela sofresse os efeitos mais brandos do Ciclo Brasiliano,
responsável pela colisão das faixas móveis que circundam o cráton. A ausência de
rochas ígneas intrusivas e a própria constituição dos sedimentos que compõem a Bacia
de Irecê impedem que idades absolutas sejam obtidas na região com precisão. Vários
trabalhos de cunho geocronológico foram publicados (Macedo 1982; Macedo &
Bonhomme, 1984; Trindade et al., 2004), assim como nas regiões correlatas próximas
(Babinski & Kaufman, 2003; Babinski et al., 2007). Idades de 740 ± 27 Ma foram
obtidas numa isócrona de seis amostras da parte basal da Formação Sete Lagoas, do
Capítulo 4. Geologia regional
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 35
Grupo Bambuí e correlata aos carbonatos do Grupo Una, por Babinski et al. (2007). O
consenso geral que existe é que a sedimentação dos carbonatos ocorreu entre 780 e 600
Ma. Para a Orogênese Brasiliana, Trindade et al. (2004) sugerem um resetting do
relógio radiogênico entre 550 e 600 Ma. Mais recentemente, Sussenberger et al. (2014),
ao datar ilitas nas rochas siliciclásticas do embasamento mesoproterozóico pertencentes
ao Grupo Chapada Diamantina, obtiveram idades entre 470 e 460 Ma, que seriam,
segundo os autores, a última fase da deformação brasiliana.
Nos Calcários Caatinga, a idade é incerta. Datações 230
Th/234
U por
Inductively Coupled Spectrometry e espectrometria alfa realizadas por Auler et al.
(2003), na matriz e intraclastos, sugerem a ocorrência de remobilização isotópica. Nos
geodos, as idades indicam valores mais antigos que os suportados pelo método U⁄Th (>
500 kyr), assim como datações nos tufos que recobrem encostas de vales escavados
também sugerem idades acima dos limites desse método. Adotando a denudação para a
região determinada por Harman et al. (1998), Auler et al. (2003) sugeriram uma idade, a
título de aproximação, do Terciário ou Pleistoceno, para os Calcários Caatinga. Duas
fases de cristalização secundárias foram individualizadas por Dever et al. (1987) para os
caliches na região da Bacia de Irecê, ambas ligadas ao típico clima semi-árido reinante
hoje na região, com conteúdos de 14
C e 13
C compatíveis com as condições de um
sistema aberto. A interpretação das atividades radiogênicas inferem idades entre 22.000
e 17000 yr. Na parte mais profunda do perfil estudado pelos autores citados (cerca de
1,5 a 3m de profundidade), a precipitação da calcita secundária estaria ligada à
desgaseificação de CO2 das soluções, em climas secos, e a parte mais rasa (0,3 a 0,5 de
profundidade) seria o local ativo da formação do calcrete através de ciclos atuais de
dissolução – precipitação dominados pela evaporação, tendo como resultado um
enriquecimento do 18
O nestes carbonatos secundários.
4.6- Geologia Estrutural
A localização próxima à borda norte do Cráton São Francisco e a Faixa
de Dobramentos Riacho do Pontal, fizeram com que Bacia de Irecê sofresse, em
intensidade mais reduzida, os efeitos da tectônica ocorrida durante o Ciclo Brasiliano.
Diversos estudos foram realizados com o objetivo de descrever e entender o fenômeno
Capítulo 4. Geologia regional
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 36
ocorrido nesta região, destacando-se entre eles Brito Neves (1967), Bonfim et al.
(1985), Pedreira et al. (1987), Rocha e Domingues (1993) e mais recentemente,
Kuchenbecker et al. (2011).
A colisão da Faixa de Dobramentos Riacho do Pontal com o Cráton do
São Francisco gerou uma série de estruturas frágil-dúcteis com vergência para sul e
metamorfismo de baixo grau. Pode-se verificar por toda a Bacia de Irecê, como também
no embasamento ao redor, falhas de empurrão e dobras relacionadas a este evento. Nos
calcários da Formação Salitre, é comum a presença de dobramentos com eixos E-W e
planos axiais verticais ou mergulhando para norte. As dobras variam de abertas a
fechadas, cilíndricas, com frequente deslizamento flexural, visíveis através do
deslizamento do acamamento e lineações do tipo estrias. Também ocorrem dobras tipo
chevron e, algumas vezes, com espessamento da charneira. A escala varia desde métrica
e pode alcançar alguns quilômetros de amplitude. Associadas às dobras, ocorrem falhas
de empurrão com direção em geral E-W na porção central da bacia. Os mergulhos
variam entre 20 a 60 graus. Nas bordas da bacia, as falhas têm típicas características de
rampas laterais, com direção vergando para N-S e planos oblíquos sobre o
embasamento. As falhas apresentam também comportamento flexural, aproveitando o
acamamento para realizar seu deslocamento. Ocorre outro padrão de dobramentos com
menor intensidade e direção variando de NW a NE, provavelmente ligado ao mesmo
evento compressivo, como também à geometria em “V” da bacia, afunilando na direção
sul, propiciando condições ideais para essa configuração de estreitamento e formação de
estruturas com eixo N-S, segundo Kuchenbecker et al., (2011).
Capítulo 5. Discussão e resultados
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 37
Capítulo 5
Discussão e resultados
Artigo:
Pedogenic calcretes within fracture systems and
beddings in Neoproterozoic limestones of the
Irecê Basin, northeastern Brazil
Pedogenic calcretes within fracture systems and beddings inNeoproterozoic limestones of the Irecê Basin, northeastern Brazil
S.V.F. Borges a,b,⁎, F. Balsamo c, M.M. Vieira b, P. Iacumin d, N.K. Srivastava b, F. Storti c, F.H.R. Bezerra b
a Instituto Federal de Educação, Ciência e Tecnologia do Rio Grande do Norte, Natal, RN, Brazilb Programa de Pós-Graduação em Ciência e Engenharia de Petróleo, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, RN, Brazilc Next, Natural and Experimental Tectonics Research Group, Dipartimento di Fisica e Scienze della Terra “Macedonio Melloni”, Università degli Studi di Parma, Parma, Italyd Dipartimento di Fisica e Scienze della Terra “Macedonio Melloni”, Università degli Studi di Parma, Parma, Italy
a b s t r a c ta r t i c l e i n f o
Article history:Received 2 February 2016Received in revised form 16 May 2016Accepted 19 May 2016Available online 01 June 2016
Editor: B. Jones
Calcretes or caliches are continental limestones developed by surficialweathering process that takes placemostlyin arid and semi-arid regions. In the Irecê Basin, northeastern Brazil, in addition to the regular occurrence ofpedogenic calcretes, a peculiar type of structurally controlled calcretes occurs on Neoproterozoic limestones.These peculiar calcretes developed near the surface and occur (1) between layers, (2) inside fractures and(3) within major thrust faults. Fieldwork on selected outcrops was integrated with petrographic, mineralogic,geochemical, density and mercury intrusion porosity analyses to constrain the environment of formation andtheir petrophysical properties. The results revealed that this type of calcrete is the product of multiepisodicevents of dissolution and precipitation occurring during the wet and dry seasons in the region along fracturesand beddings. Based on the petrophysical results, we suggest that these calcretes may have an important rolein the migration of fluids through the impermeable host carbonate rock and that they act as a conduit for fluidflow, as revealed by their high porosity (mean value = 26%) and remarkable pore connectivity.
© 2016 Elsevier B.V. All rights reserved.
Keywords:CalichesCalcretesPathway for fluid flowCalcretesworking as conduit flowalong previousstructuresIrecê Basin, northeastern BrazilCaliches and calcretes along fracture systems andbeddings
1. Introduction
Calcretes are continental carbonate sediments resulting from theweathering of any type of rocks, sediments or pre-existing soils,although they are commonly derived from pre-existing carbonatesrocks and sediments (Esteban and Klappa, 1983; Goudie, 1983; Tuckerand Wright, 1990; Wright and Tucker, 1991; Alonso-Zarza, 2003;Wright, 2007; Alonso-Zarza and Wright, 2010). They are closelyconnected to soil formation and occur predominantly in arid andsemi-arid regions. The origin of calcretes is related to periods of non-sedimentation, where rocks and sediments exposed at the surface orat very shallow depths start to become chemically weathered withlocal dissolution and reprecipitation or gain of CaCO3 from elsewhere(Esteban and Klappa, 1983). Calcretes form in both meteoric vadoseand phreatic diagenetic environments, which occur above and belowthe water table, respectively. The identification of their genetic environ-ment is often a complex issue due to the presence of common featuresand evolutionary stages occurring in both environments or in a transition
zone called the capillary fringe zone (Tucker and Wright, 1990). Theimportance of calcretes is vast because they can provide information onthe paleoclimate, paleogeography, tectonic and sedimentary regimesand water temperature at the time of precipitation of the constituentminerals. Furthermore, due to their petrophysical properties, they canact as local pathways for rainwater infiltration to recharge aquifers(Wright and Tucker, 1991). Rainwater infiltration may occur by diffuseflow through primary pores when the substrate is unconsolidated or byconduit flow along faults, fractures, or beddings when the substrate isconsolidated and has low permeability (Tucker and Wright, 1990).
Calcretes that originated in the vadose meteoric zone are generallycalled pedogenic calcretes. In general, they show well-developedweathering profiles and several features of partially water- and air-filled environments, as well as those resulting from living biologicalactivities. Calcretes originated in the phreatic and transition zones arenamed groundwater calcretes and have features related to fully filledwater environments, such as less developed weathering profiles and alack of biological features (Alonso-Zarza, 2003). Goudie (1983) proposedtwo models for the supply of carbonate to create calcretes. In the ‘perdescensum’ model, which is a common process in pedogenic calcretes,the dissolved carbonate enters in the profile vertically from the top tothe bottom. The ‘per ascensum’ model occurs when dissolved carbonate
Sedimentary Geology 341 (2016) 119–133
⁎ Corresponding author at: Instituto Federal de Educação, Ciência e Tecnologia do RioGrande do Norte, Natal, RN, Brazil.
E-mail address: sergio.vieira@ifrn.edu.br (S.V.F. Borges).
http://dx.doi.org/10.1016/j.sedgeo.2016.05.0120037-0738/© 2016 Elsevier B.V. All rights reserved.
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Sedimentary Geology
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rises by capillary activity. This secondprocess is dominant in groundwatercalcretes.
This paper presents results from amultidisciplinary study on calcretesthat developed via localized meteoric water flow along beddings andfractures systems in Neoproterozoic limestones of northeastern Brazil.An evolutionary model is proposed to explain the formation of thestudied calcretes and their role in enhancing fluid flow through thehost limestones.
2. Geological setting
The studied calcretes occur in the Irecê Basin, a Neoproterozoic epi-continental cratonic basin (900–600 Ma) (Souza et al., 1993) located inthe northern portion of the State of Bahia, Brazil (Fig. 1). Both the IrecêBasin and the São Francisco Basin are remnants of a vast carbonateplatform that covered an area of over 300,000 km2 (inset in Fig. 1).The basement of the Irecê basin consists of Mesoproterozoic siliciclasticrocks of the Chapada Diamantina Group (Pedreira et al., 1975). They arewhite to reddish quartzites, arcosian quartzites, metasiltstones, sericite-schists and monoligomitic to oligomict conglomerates of the Morro doChapéu Formation, which were metamorphosed in green schist facies.
The current structural configuration of the Irecê Basin is related tothe influence of the last major orogenic event in the region, the
Neoproterozoic Brasiliano/Panafrican Orogeny (e.g., Kuchenbeckeret al., 2011). Although it is within the São Francisco Craton (Almeidaet al., 2000), the proximity of the basin to the craton border and thesurrounding Riacho do Pontal mobile belt produced small effects of theBrazilian/Panafrican cycle in the Irecê Basin during the collision of thesurroundingmobile belts and that craton. The collision generated a seriesof E–W oriented brittle–ductile structures with southward vergence andlow-grade metamorphism into the Irecê Basin, such as thrust faults andfolds (Kuchenbecker et al., 2011). The deformation can be seen through-out the Irecê Basin and in the surrounding basement (Fig. 1). Several stud-ies have been carried out to describe and understand the process thatoccurred in this region, highlighting among them Brito Neves (1967),Bonfim et al. (1985), Rocha and Dominguez (1993) and more recently,Kuchenbecker et al. (2011) and Brito Neves et al. (2012).
Sedimentation in the basin started with Neoproterozoic glacial-likesediments (diamictites and tillites) covered by a thick sequence ofcarbonates (grainstones, mudstones, and dolostones) deposited on atidal flat environment. These rocks compose the Una Group (Pedreiraet al., 1975; Misi, 1979), which was deposited in angular and erosiveunconformity over the basement (Kuchenbecker et al., 2011; Guimarãeset al., 2011; Brito Neves et al., 2012). The Una Group includes theBebedouro and Salitre Formations (Pedreira et al., 1975). The former is aNeoproterozoic glaciogenic succession composed of diamictites, tillites,
N
Boundary Basin
Town
Quaternary soil
Neoproterozoic Salitre Formation.
Mesoproterozoic Chapada Diamantina Group
Quaternary Caatinga Calcrete
Neoproterozoic Bebedouro Formation.
Transpressional Fault
Lineaments
Thrust Fault
Fracture
Sinform
Antiform
Sample location 5
10 So
12 So
42 Wo 41 Wo
0 50 Km
12
3
4
5
67
8
9
10
1112
13
1415
1617
18
19
20
22
21
2324
25
26
27
28
29
30
Sample site Longitude Latitude Sample site Longitude Latitude
1 41.4362° W11.4602° S 16 41.9047° W 11.2012° S2 41.4101° W11.4453° S 17 41.9656° W 11.1443° S3 41.3817° W11.3918° S 18 41.9722° W 11.093° S4 41.8306° W11.2971° S 19 41.4382° W 11.4493° S5 41.4482° W11.6136° S 20 41.4012° W 11.4583° S6 41.8479° W11.3616° S 21 41.3861° W 11.5303° S6 41.8479° W11.3616° S 22 41.474° W 11.3052° S7 41.8261° W11.4083° S 23 41.5249° W 11.2947° S8 41.7688° W11.6808° S 24 41.5622° W 11.2908° S9 41.8769° W11.2636° S 25 40.7934° W 10.0884° S10 40.9425° W11.1233° S 26 40.7464° W 10.3113° S11 41.752° W11.6672° S 25 40.7934° W 10.0884° S12 41.6953° W11.6458° S 27 41.0631° W 10.9497° S13 41.699° W11.3893° S 28 40.4045° W 9.6279° S14 41.5411° W11.5574° S 29 40.9278° W 10.1098° S15 41.5627° W11.5707° S 30 40.7305° W 10.00764° S
45ºW
40ºW
Salvador
15ºS
1 º
0 250Km
BasinsBasementTown
LençóisBasin
SãoFranciscoBasin
Recôncavo -TucanoBasin
BRAZIL
Bahia State
0 250 KM
Salvador
10º S
15º S
45º WIrecê Basin
40º W
Fig. 1. Geologic map of the Irecê Basin (modified from Bizzi et al., 2003) and locations of the collected samples.
120 S.V.F. Borges et al. / Sedimentary Geology 341 (2016) 119–133
pelites and sandstones. It occurs discontinuously in an area of approxi-mately 40,000 km2 distributed in several isolated remnants of a largebasin, which was later separated by tectonic and denudation events.The Salitre Formation consists of a carbonate platform cap depositedeither in unconformity discordance upon the glaciogenic deposits ordirectly on the Mesoproterozoic metasediment basement (Misi andVeizer, 1998). The carbonate sequence has been subdivided intofour informal units named “Irecê, Jussara, Nova America and Gabriel”(Pedreira et al., 1985) or into five informal units (C, B, B1, A and A1) (Misiand Veizer, 1998). Regardless of the stratigraphic subdivisions, both
studiesmentioned above agree on theoccurrence of two transgressive cy-cles separated by a regressive one. According toMisi (1993), the thicknessof the Salitre Formation varies from 550 m to 1000 m.
A Paleogene–Quaternary cover commonly overlies the carbonatesand tillites of the Irecê Basin. It consists of two types: (1) Caatingalimestones (calcareous calcretes) (Branner, 1910) and (2) a residualcover resulting from erosion of the Salitre Formation carbonates butthat only forms unconsolidated soils and sediments scattered erraticallyin the area and along rivers and streams in the region (Pedreira et al.,1975).
a b
e f
Fig. 2b
N
c
N
d
N
Fig. 2. Structural patterns in the field. (a) Open sinformwith E–W sub-horizontal axis in Salitre Formation limestones. (b) Perpendicular lineations to the fold axis seen in Fig. 1a. (c) Lowangle thrust fault (black arrow) related to limestones beddings. (d) Low angle thrust fault and intraestratal displacement of limestones beddings. (e) Salitre Formation limestonesbrecciated. (f) At the fault damage zones, it is common to observe the presence of calcite filled fracture networks.
121S.V.F. Borges et al. / Sedimentary Geology 341 (2016) 119–133
2.1. Structural setting
In the study area, the Salitre Formation carbonates are commonlyaffected by outcrop-scale folds with E–W axes and vertical to north-dipping axial planes (Fig. 2a). The folds range from open to closed,typically with cylindrical geometry over distances of tens of metersand frequent flexural-slip striations preserved on bedding surfaces(Fig. 2b). Chevron folds with thickened hinges also occur. Folds areoften associated with thrust faults, particularly in the central part of thebasin. The dip of thrust faults ranges from ~20° to ~60° (Fig. 2c and d).On the eastern and western edges of the basin, the thrust faults formlateral ramps, with oblique surfaces and transpressive kinematics uponthe basement (Fig. 1). Intraestratal slips into limestones beddings arecommon (Fig. 2d), most likely due to the thrust fault activity. Brecciationand complex vein networks are commonwithin the faults (Fig. 2e and f).
2.2. Calcretes in the Irecê Basin
Calcretes in the Irecê Basin are composed of pure limestone, textur-ally heterogeneous,massive and powdery. Branner (1910) named theserocks Caatinga limestones. They are derived from the in situ dissolutionand reprecipitation of the Salitre Formation limestone (Pedreira et al.,1975). Using isotopic studies, Suguio et al. (1980) suggested a freshwater source for these rocks. Riche et al. (1982) identified two differenthorizons resulting from weathering in the Irecê region: the base (nearthe contact with bedrock) is a weathering isovolumetric horizon withtwo sub-horizons (friable and powdery) and the second upper massivecrust, which includes three sub-horizons (friable solid, slightly crumbly,and limestone crust). Pedreira et al. (1985) reported that the Caatingalimestones are more abundant in the northwest portion of the basin,with thickness ranging from a few centimeters to 5 m, with whitecolor in general, powdery and encompassing sometimes calcisiltitesblocks and pink, gray and creamy calcilutites. Penha (1994) interpretedthe Caatinga limestone as a polygenetic calcrete, composed of pedogeniccalcrete at the top and phreatic calcrete at the base. Auler (1999)suggested a palustrine sequence origin, where an oscillation in thegroundwater level would expose these rocks to the action of subaerialprocesses. Auler et al. (2003) separated at least three distinct units fromwhat was previously considered as belonging to the Caatinga limestones:(1) laminated to massive whitish powdered limestone, which indeedbelongs to theCaatinga limestones, (2) Fossiliferous tufas, and (3) carbon-ate sands found in the streams. The tufa deposits represent a “cascade”type associatedwith tributaries drainages that are nowdry and depositedby calcium carbonate saturated water, which is why they are consideredindependent and distinct from the Caatinga limestones. The carbonatesands are common along the Rio Salitre and are interpreted as the resultof calcite precipitation from CaCO3 saturated water (Auler et al., 2003).A Paleogene or Upper Pleistocene age has been proposed for thesecalcretes, based on fluvial denudation rates, the thickness of the calcretesprofiles in somefluvial valleys andU/Thdata over the superior limit of themethod (Auler et al., 2003).
We propose to call these limestones as “Caatinga calcretes”, which isa term more appropriate and related to their formation processes. Wealso divided the Caatinga calcretes in two end-members in the studyarea. The regular pedogenic one, named “Caatinga calcrete”, and thepedogenic and structurally controlled one, named “calcrete withinfracture systems and beddings”. Our study will emphasize the last one.
3. Methods and materials
In this study, we have integrated field work and laboratory analyses.The field work focused on recognizing the relationships between defor-mation structures and the development of the calcretes. Conventionalaerial photographs at 1:60,000 scale and 4-band pansharpened satelliteimages (R, G, B and IR) with 50 cm spatial resolution and 8-bit radio-metric resolution (acquisition angle ranging from Nadir to 25° off-
Nadir) were used for the preliminary survey and outcrop selections.The sampling of the host rocks and calcretes was performed both byhand and using a portable driller. The minimum acceptable dimensionof the plugs for the petrophysical analyses was 3.5 cm in diameter and5 cm length. A total of 200 samples were collected.
For the petrographic analyses, 120 thin sections impregnated withblue epoxy were produced from representative samples. They wereexamined using an Axioplan2 Zeiss standard petrographic microscope.The microscopic cathodoluminescence (CL) was performed with aCL8200 Mk5-2 system attached to a DM2700P Leica polarizing micro-scope. The operating conditions were a 15 kV gun potential and 300–400 μA beam current. The analyses were made in the NEXT (Naturaland Experimental Tectonic Research Group) laboratory at the Universityof Parma, Italy.
Semi-quantitative X-ray fluorescence analyses (XRF) were performedon 28 representative samples with an EDX-720 Shimadzu devicewith NaandUdetection limitation. The X-ray diffractometry analyses (XRD)weremade on the same samples using the XRD-6000 Shimadzu equipment.Standard scans were recorded from 2° to 80° (2θ) with a step-scanof 0.02° and a speed of 2°/min. Both analyses were undertaken atthe CTGás laboratory in Natal, Brazil.
Scanning electron microscopy (SEM) and energy-dispersive X-rayspectroscopy (EDS) were also carried out at the CTGás laboratory,Brazil. An SSX-550 Shimadzu operating at 20 kV was used. A total of28 samples were metallized with Au using the IC-50 Shimadzu device.More than 100 EDS punctual analyses were performed.
Analysis of C and O stable isotopes were performed at the IsotopeGeochemistry Laboratory of the University of Parma — Italy. A total of28 samples were analyzed: 11 from calcretes within fracture systemsand beddings, 12 from host mudstones and 5 from Caatinga calcretes.The instrument used was a Thermo Finnigan Gas Bench II equippedwith a CTC Combi-Pal autosampler linked to a Thermo Finnigan DeltaPlus XP mass spectrometer. Carbonate rock micro-samples wereobtained by microdrilling the macro-samples using a dentist's drill.Carbonate isotope ratios (18O/16O and 13C/12C) are reported as δ18O andδ13C per mil versus V-PDB.
Representative samples of the calcretes and host Salitre Formationmudstones (20 in total) were analyzed in a Quantachrome PoreMaster33 mercury-intrusion porosimeter and a Quantachrome Ultrapyc1200e helium pycnometer. The analyses were performed at the NEXT(Natural and Experimental Tectonic Research Group) laboratory at theUniversity of Parma, Italy, to obtain the bulk density, total porosity (%)and pore size distributions of selected samples. To avoid erroneousdensity calculations in highly porous samples, the procedure wascarried out in two steps. In the first step, the mass, volume and densityof the sample were measured. The mass was measured on a precisionscale (with 4 decimals), and the volume and density were measuredin the He pycnometer. In the second step, the same sample, coveredby a thin layer of wax, was measured in the same way to obtain a newmass, volume and density. To calculate the bulk density, the mass ofthe sample without wax was adopted. The volume was calculated bysubtracting the volume of the sample without wax by the wax volumeplaced in the sample. The density values obtained from this procedurewere used in the mercury-porosimetry analyses.
4. Calcretes within fracture systems and beddings
In addition to the regular occurrence on the surface related to theweathering process, calcretes in the Irecê Basin occur along fracture sys-tems and bedding of the Salitre Formation, particularly in themudstonefacies (Fig. 3a–c). At the outcrop scale, they have a friable milky aspect,powdery andmassive to laminated structure, but conversely to the reg-ular Caatinga pedogenic calcretes, they generally lack biological featuressuch as roots and bioclasts. Their particle size is silt in general, and theirthicknesses broadly range from a fewmillimeters (localized along indi-vidual discontinuities, Fig. 2d) up to 2 m (in more complex fracture
122 S.V.F. Borges et al. / Sedimentary Geology 341 (2016) 119–133
systems and fault zones). When considering the calcretes and hostmudstones together, the total thickness can reach up to ~10 m (Fig. 3).
Several stages of bedding-parallel calcretes development are visiblein many outcrops as a function of weathering intensity (Fig. 4a and b).The calcretes within fractures systems and beddings are characterizedby a different degree of deterioration or rock cohesion and thickness(Fig. 4a–d), which locally becomes a friable material. Their colorschange from light gray (Fig. 3c) to whitish (Fig. 4d). The contactsbetween the weathered and pristine rocks are irregular and can bediffuse (Fig. 3c) or sharp (Fig. 4e).
In several cases, calcretes along fractures can enclose sharp andirregular host rock fragments of various sizes and shapes that rangefrom microscopic to meter scale (Fig. 4e and f). The abundance of thiskind of calcrete in the study area is irregular and is typically higher infolded areas and along thrust fault zones, where they can be followedfor hundreds of meters in deformed zones. In several fault cores charac-terized by brecciated rocks, calcretes formed in the matrix surroundingclasts (Fig. 4g and h).
5. Petrography and mineralogy
5.1. Host rocks
The host rocks are dominated by light to dark gray laminatedmudstones of Salitre Formation. Columnar and laminar stromatolites,centimetric oncolites, teepee structures and tempestites are common.Low-Mg calcite is by far the most abundant mineral, according to theXRF (Table 1), EDS and XRD analyses (Table 2). Due to the great similar-ities in the analyses, only a single representative EDS analysis is shown(Fig. 5a). Dolomite occurs in approximately 40% of the samples, alongwith detrital quartz and quartz filling veins, which occur in more than60% of the samples. In thin sections, the mudstones are mostly micritic,although a largepercentage of sparite occurs in the recrystallized samples.
Particle size is typically medium to coarse silt, even in recrystallized sam-ples. Thin laminations are frequent, sometimes interbeddedwith dark or-ganic matter. Bedding-parallel stylolites are common and filled byresidual dark clay. The samples analyzed using cathodoluminescence(CL) are generally non-luminescent. The more recrystallized sampleshave dull luminescence (Fig. 5b). In the scanning electron microscopy(SEM), the Salitre Formation mudstones consist of compact, poorly po-rous and well recrystallized calcites (Fig. 5c), showing well-formedfaced crystals (Fig. 5d).
5.2. Caatinga calcretes
Low-Mg calcite is the dominant mineral found in the XRF, EDS andXRD analyses. In the XRF data (Table 1), the amount of Mg is low, withtwo exceptions, where the XRD analysis revealed the occurrence of dolo-mites (Table 2). Again, due to the similar results, only a single representa-tive sample from the EDS analysis is presented (Fig. 5e). In thin section,the Caatinga calcretes exhibit a strong recrystallization. Vestiges of nod-ules are still visible, although they are completely recrystallized by sparite(Fig. 5f). Quartz is the main accessory mineral (Fig. 5g). Roots, trace rootsand some bioclasts are common (Fig. 5g). The porosity is generally low atthis scale. In cathodoluminescence, the Caatinga calcretes have dull lumi-nescence. Some zonationswith dull luminescence and non-luminescencecan be seen around some pores and fractures filled by drusiform calcite(Fig. 5h). In scanning electron microscopy images, these calcretes have amassive and compact texture, with recrystallized calcites crystals coarserthan those from Salitre Formation mudstones. In addition, pores do notappear to be connected (Fig. 5e).
5.3. Calcretes within fracture systems and beddings
In thin section, these calcretes normally consist of aggregates ofmicritic noduleswith orwithoutwell defined thin concentric laminations
N
mudstone beddings calcretes within fractures and beddingspedogenic calcretes and soils
a
c
3c
b
Mudstone
Calcrete
Fig. 3.N–S road cut profile outcropwithmudstones and calcreteswithin fracture systems and beddings. (a) Panoramic view (photo anddraw) of the profile showing a thrust fault and foldzone with calcretes occurring interlayered with the host mudstone. (b) Detail view of the previous figure showing “M” folds with gray mudstones and whitish calcretes interlayered.(c) Previous figure detail showing flexural folds and the diffuse contact between the hosts mudstones and calcretes.
123S.V.F. Borges et al. / Sedimentary Geology 341 (2016) 119–133
a b
c d
e f
hg
4h
Fig. 4. Outcrop-scale of calcretes within fracture systems and beddings. (a) Poorly developed calcretes interlayed with mudstones beddings. Note that in the center the elongated beddingparallel host fragments are broken up (inside the dashed lines). (b) Calcretes (whitish color) and host mudstones (gray color) interlayed. Note the host fragments and beddings broken upinto the calcretes (c) Fractures filled by calcretes and some host fragments in the matrix. (d) Hand sample collected showing host fragments enveloped by a calcrete matrix. Note thecalcretes filling small fractures cutting the bedding. (e). Calcretes occurring between the high dip mudstones layers approximately 2 m thick. (f) Smaller appearance of calcretes fillingfractures and involving small and sharp host fragments. (g) Thrust fault cutting the mudstones bedding. Near the fault wall, the yellowish material is composed of weathered breccias.(h) Previous figure detail showing the weathered breccias. Note the white to yellowish color of the matrix (calcretes) surrounded by irregular fragments of the host mudstone. (Forinterpretation of the references to color in this figure legend, the reader is referred to the web version of this article.)
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(Fig. 6a). Recrystallized calcretes also occur with micrite and micriticnodules replaced by microsparite (Fig. 6b). In a few cases, the noduleshave detritic quartz cores. Nodule sizes can reach 500 μm. The cement be-tween the nodules is microsparitic, but micritic cement also occursin smaller quantities. Open pores partially filled by needle fiber calciteare common inside the nodules (Fig. 6c and d). Meniscus cement androunded pore type occur between nodules (Fig. 6a and d). Moldic poresare also common within nodules with microsparite cement at the exter-nal edges. The porosity in the calcretes is generally much higher than inthe host rocks. Frequently, host rock fragments are preserved within thecalcretes (Fig. 6e and f). The best-preserved ones show “corroded”edges by dissolution. The most weathered fragments are still detectableby traces of their original forms that are partially preserved (Fig. 6f).Fractures and highly irregular desiccation cracks are common (Fig. 6g).Rare irregular features with open pores are suggestive of traces of roots(Fig. 6h). These calcretes show several stages of zonation (Fig. 7a–c)that are parallel to fracturewalls and are characterized by different colors,i.e., lighter near the walls, and by different uncemented pore abundances.At least three different zonations were identified (Fig. 7a) and werecharacterized by well-defined boundaries.
In the scanning electron microscopy (SEM), the calcretes consist ofaggregates of extremely thin and porous minerals with a granularaspect. Dissolution and reprecipitation features such as agglomeratesof spherical particles (Fig. 7d and e) are common in all of the samples.At larger magnifications, it is possible to see a number of small andirregular interconnected cavities. Many of the cavities have an alveolaraspect, and their walls are locally covered by needle fiber calcites(Fig. 7g). Some of the calcretes have 2 to 3 μm-wide elongated pores(Fig. 7h). In general, the pores show systematically high connectivity.Based on the XRF, XRD and EDS analyses (Tables 1 and 2 and Fig. 7eand f), these rocks are mainly composed of low-Mg calcite and smallamounts of quartz and dolomite. EDS data from a representative sampleare shown in Fig. 7f. Other minerals such as diopside, stilbinite andpyrophyllite also occur in very small amounts.
The cathodoluminescence analyses revealed a non-luminescentbehavior for these calcretes, even within the zonation detected underthe petrographic microscope. Fig. 5b shows the non-luminescentbehavior of the calcretes near a dull luminescent portion of the recrys-tallized Salitre Formation mudstones.
6. C and O stable isotope data
The results of the stable isotope analyses are summarized in Table 3and are plotted in Fig. 8. The values measured for the Salitre Formationmudstones are positive for δ13C and negative for δ18O isotopes. The δ13Cvalues range from +0.3 to +11.8‰. The Salitre Formation limestonesare different from both caliche types for δ13C (positive and negative,respectively). The δ18O values range from−7.1 to−1.6‰. The Caatingacalcretes have negative values for both C and O. The δ13C and δ18Ovalues range from −9.7 to −7.6‰ and from −6.8 to −4.7‰, respec-tively. The calcretes within fractures and beddings have negative δ13Cand δ18O. The ranges of the variations are −10.3 to −4.4‰ for δ13Cand −6.3 to −2.6‰ for the δ18O values, respectively. The Caatingacalcretes and calcretes within fractures and beddings have differentδ18O mean values (−5.7 and 4.1‰, respectively).
7. Density and porosity data
The results of the density and mercury-intrusion porosity analysesare summarized in Table 4 and illustrated in Fig. 9. The diagram in Fig.9a shows the total porosity versus the median pore sizes of the threegroups of samples, whereas Fig. 9b shows the pore size distributionsof three representative samples (one for each group). Salitre Formationmudstones have density values ranging from2.661 to 2.729 g/cm3 and avery lowporosity,with values generally below1% (average value 0.52%)and median pore sizes ranging from 39 to 49 μm (Fig. 9a). Caatinga
calcretes have different petrophysical values from the Salitre mudstones.The minimum and maximum densities range from 2.51 to 2662 g/cm3.The total porosity ranges from 1.51 to 5.75% (Table 4 and Fig. 9a) withan average value of 3.37%. The median pore size is relatively small andbroadly ranges from 0.0099 to 14.2 μm, i.e., lower than Salitre mudstones(Fig. 9a). The calcretes within fracture systems and beddings havethe lower density values with minimum and maximum values of2.121 g/cm3and 2.73 g/cm3, respectively. The mean density value is2.47 g/cm3. The porosity in these samples is much higher than that inthe host Salitre mudstones and range from 3.20 to 67.54% (Table 4 andFig. 9a). The average porosity is 26.03%. The median pore sizes are verysmall and generally range from 0.015 to 0.29 μm (Table 4 and Fig. 9aand b).
8. Discussion
8.1. Origin of the calcretes within fracture systems and beddings
The studied calcretes were formed beneath the soil layer and theregular pedogenic calcretes, in proximity to the surface and withoutthe remarkable presence of roots and animals traces. Both calcretesoccur together in several outcrops (Fig. 3). The Caatinga calcrete occur-rence is limited to a fewmeters from the surface. However, the calcreteswithin fracture systems and beddings occur down to 10 m depth alongstructures throughout the host rocks (Fig. 3). The boundary betweenboth types of calcretes, when noticeable, is not abrupt (Fig. 3b). Collec-tively, the XRF, XRD and EDS analyses revealed that the main mineralpresent in the calcretes is low-Mg calcite, which is a typical mineralprecipitated in meteoric vadose environments (Esteban and Klappa,1983; Wright and Tucker, 1991). The calcretes within fracture systemsand beddings consist predominantly of micritic aggregates of nodulescemented by equant spar calcite and also micrite (Fig. 6a–d). Amongthe nodules, the meniscus cement and rounded pores types (Fig. 6a andd) are common features in vadose diagenesis (Moore, 1989). Moldicpores partially filled by needle fiber calcite (Fig. 6c) may also be relatedto this diagenetic environment (Verrecchia and Verrecchia, 1994; Sholleand Ulmer-Scholler, 2003; Cailleau et al., 2009). Desiccation cracks(Fig. 6g) and open fractures indicate the presence of air and water inthe environment during calcrete development. Vadose conditions arealso indicated by the non-luminescence pattern of these calcretes in thecathodoluminescence microscopy (Fig. 5b) because of the effectiveoxygenation and poor contents of Mn+2 and Fe+2 cations, whosepresence stimulates the luminescence (Tucker and Wright, 1990; Boggsand Krinsley, 2006).
The presence of zonations at amicroscopic scale (Fig. 7a to c) indicatesa multiphase weathering process in a semi-arid region. The processprobably began with meteoric water percolation through mechanicaldiscontinuities during the rainy seasons, which progressively leachedthe rocks at fracture walls and bedding surfaces. Weathering continuedwith evaporation during periods of drought and was characterized bythe formation of desiccation cracks and calcite precipitation when thefluid becomes supersaturated in CaCO3. Cyclic periods of rains anddrought maintained the alternating leaching and precipitation.
The rainy periods in the study area were identified by some studies.Auler (1999) recognized past wetter periods indicated by features suchas speleothems, travertines, palaeobotanical remains associated withtravertines, vertebrate fossil remains and subaqueous speleothems.These wetter periods were inferred at ca. 400,000 yr BP, ca.145,000 yr BP and between the last glacial maximum and the Holocenethrough U-series ages of travertines in the Salitre river and water tablespeleothems in the main caves of the Irecê Basin (Auler, 1999; Aulerand Smart, 2001). Wang et al. (2004), based on growth periods of thesespeleothems and travertines samples collected in the Salitre and Jacarérivers, determined highly episodic wetter periods occurring at14,800–15,900, ca. 39,000, ca. 48,200, ca. 60,200, ca. 73,000, ca.86,500, ca. 110,000, ca. 136,000, ca. 179,000, and ca. 207,500 yr BP.
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These data contribute to justify themultiepisodic process of calcretesformation within fracture systems and beddings described in thispaper, as well as to have an idea about their age, since the origin of
these travertines and speleothems is related to water infiltrationprocess made through the same fracture systems that originatedthe calcretes in the study area.
Table 1Chemical compositions of the rocks in the study area based on X-ray fluorescence analyses. Calcrete 1 = Caatinga calcrete. Calcrete 2 = Calcrete within fracture systems and beddings.*LOS = Loss On Ignition.
Site Sample Rock type CaO MgO SiO2 Al2O3 Fe2O3 K2O TiO2 SrO CuO BaO SO3 LOS
8 IP-19L Host mudstone 32.32 18.06 8.63 0.71 0.22 0.16 0.02 0.01 0.03 39.848 IP-19O Host mudstone 51.82 1.41 3.63 1.93 0.34 0.24 0.07 0.01 40.5512 IP-23A Host mudstone 53.62 1.94 0.95 0.17 0.18 0.21 42.9312 IP-23B Host mudstone 55.87 1.62 0.2 0.15 0.17 0.02 41.9714 IP-25A Host mudstone 48.15 2.77 6.1 2.78 0.65 0.33 0.14 0.01 38.7717 IP-29 Host mudstone 53.61 3.54 1.1 0.07 0.19 0.36 0.02 41.1118 IP-30 Host mudstone 48.25 1.85 7.42 2.27 0.34 0.2 0.2 39.4720 IP-33B Host mudstone 43.72 4.79 8.91 3.39 0.65 0.76 0.07 0.07 0.01 0.46 37.1720 IP-34 Host mudstone 53.36 2.36 1.7 0.09 0.18 0.24 42.0722 IP-36 Host mudstone 53.19 2.82 1.91 1.02 0.18 0.29 0.17 40.4223 IP-39 Host mudstone 32.87 15.91 7.08 1.91 0.32 0.55 0.04 41.3224 IP40 Host mudstone 57.09 1.61 0.69 0.09 0.17 0.39 39.961 IP-1C Damage zone mudstone 18.11 26.9 14.64 2.06 0.29 0.1 0.03 37.821 IP-1D Damage zone mudstone 25.16 20.3 16.52 1.02 0.07 0.01 36.9211 IP-21B Damage zone mudstone 51.12 5.87 2.88 0.53 0.41 0.23 0.01 38.8816 IP-28 Damage zone mudstone 47.71 4.11 6.33 1.07 0.2 0.08 40.519 IP-32B Damage zone mudstone 53.72 1.62 2.71 0.05 0.04 0.01 0.05 41.820 IP-33A Damage zone mudstone 45.88 6.88 3.87 0.68 0.94 0.08 0.09 0.01 41.573 IP-9 Calcrete 1 51.75 2.25 3.54 0.93 0.14 0.02 41.371 IP-2 Calcrete 2 55.27 0.93 0.06 0.01 43.733 IP-8A Calcrete 2 50.2 6.16 2.76 0.67 0.4 0.01 39.85 IP-12C Calcrete 2 26.94 3.77 24.05 12.54 1.32 1.51 0.31 0.22 29.338 IP-16B Calcrete 2 50.61 2.52 4.34 1.21 0.25 0.15 0.02 0.01 40.898 IP-16.1 Calcrete 2 55.04 0.81 0.55 0.31 0.05 0.14 0.01 43.098 IP-16.4 Calcrete 2 52.19 3.01 1.69 0.64 0.11 0.17 0.02 42.178 IP-16.5 Calcrete 2 55.8 1.87 0.02 0.13 0.01 0.02 42.158 IP-19A Calcrete 2 20.76 27.45 12.69 0.74 0.24 0.13 0.1 0.04 37.938 IP-19.1 Calcrete 2 54.94 0.56 0.46 0.07 0.15 0.01 0.02 43.798 IP-19.2 Calcrete 2 54.8 0.14 0.03 0.16 0.01 44.868 IP-20B Calcrete 2 49.17 3.87 3.96 1.22 0.22 0.18 0.02 0.01 41.358 IP-20D Calcrete 2 55.65 0.18 0.04 0.01 0.03 44.09
Table 2Mineral constituents of the rocks in the study area based on X-ray diffractometry analyses. Calcrete 1 = Caatinga calcrete. Calcrete 2 = Calcrete within fracture systems and beddings.
Site Sample Rock type Calcite Dolomite Quartz Enstatite Vermiculite Stilbinite Diopside Pyrophyllite
8 IP-19I Host mudstone xxx xxx8 IP-19L Host mudstone xxx xxx xxx8 IP-19O Host mudstone xxx xxx12 IP-23A Host mudstone xxx12 IP-23B Host mudstone xxx14 IP-25A Host mudstone xxx17 IP-29 Host mudstone xxx xxx18 IP-30 Host mudstone xxx xxx20 IP-33B Host mudstone xxx xxx xxx20 IP-34 Host mudstone xxx xxx22 IP-36 Host mudstone xxx xxx23 IP-39 Host mudstone xxx xxx xxx24 IP40 Host mudstone xxx1 IP-1C Damage zone mudstone xxx xxx xxx xxx xxx1 IP-1D Damage zone mudstone xxx xxx xxx11 IP-21B Damage zone mudstone xxx xxx16 IP-28 Damage zone mudstone xxx xxx19 IP-32B Damage zone mudstone xxx xxx20 IP-33A Damage zone mudstone xxx xxx3 IP-9 Calcrete 1 xxx1 IP-2 Calcrete 2 xxx3 IP-8A Calcrete 2 xxx xxx5 IP-12C Calcrete 2 xxx xxx8 IP-16B Calcrete 2 xxx xxx8 IP-16.1 Calcrete 2 xxx8 IP-16.4 Calcrete 2 xxx8 IP-16.5 Calcrete 2 xxx8 IP-19A Calcrete 2 xxx xxx xxx xxx8 IP-19.1 Calcrete 2 xxx8 IP-19.2 Calcrete 2 xxx8 IP-20B Calcrete 2 xxx xxx xxx xxx8 IP-20D Calcrete 2 xxx
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The calcreteswithin fracture systems and beddings and the Caatingacalcretes are end-member products of a continuumweathering processthat affected rocks from the surface (the latter) to tens of meters depth.Thus, similarities and differences between these two end membersoccur. Both formed in meteoric environments and comprise aggregatesof nodules and contain abundant low-Mg calcite. However, the nodules
have some differences. The existing nodules of the Caatinga calcreteswere severely recrystallized to calcite spars leaving only traces ofthem (Fig. 5f). Unlike the calcretes along fractures and beddings, theyoften have root fragments that indicate their origins were related toregular pedogenic process (Fig. 5g). The Caatinga calcretes showdull lu-minescence that is probably related to the recrystallization in a deeper
b
Host rock
Calcrete500 µm c
50 m
5d
10 m
d
f
500 m
g
200 mh
500 µm500 µm
cps
⁄ eV
keV
O
Ca
C Fe
Cu10
15100
0 5
20
30OCaCFe
SiCu
Weight 50%
50 m
EDS spot
e
100 5 15 keV
O
Ca
C
0
10
20
cps
⁄ eV
30
10 µm
a
EDS spot
OCaC
Weight 50%
Fig. 5. Optical, CL and SEM photomicrographs showing the main petrographic features of the host rocks (a–d) and Caatinga calcretes (e–h). (a) SEM image and EDS analyses in arepresentative well-recrystallized host rock sample. The chemical elements found compose a low-Mg calcite. (b) CL image showing the dull luminescence of the host rock in contactwith the non-luminescent conduit-flow calcretes. (c) SEM image showing the massive and compacted texture of the host rocks. (d) SEM image detail of the previous figure showingthe strong recrystallization of the calcite. (e) SEM image and EDS analyses in a representative Caatinga calcrete sample. The yellow arrows show isolated pores. The EDS show thechemicals elements of a low-Mg calcite with small amount of Fe, Cu and Si. (f) Spar calcite almost obliterating the ancient nodules of the Caatinga calcretes. Cross plane polarized light(XPL) image. (g) Root or leaf fragment in a spar matrix in Caatinga calcretes. PPL image. (h) CL image showing a pore filled by zoned drusiform calcite. (For interpretation of thereferences to color in this figure legend, the reader is referred to the web version of this article.)
127S.V.F. Borges et al. / Sedimentary Geology 341 (2016) 119–133
100 µm
200 µm
Qz
500 µm
a
500 µm
c
100 µm
d
f
1000 µmCalcrete
e
5 mm
Host rock
Calcrete
g
1000 µm
b
h
500 µm
500 µm
1000 µm
f
Meniscus cement
Rouded pore
Equant cement
Rouded pore
Meniscus cement
Host rock
Fig. 6.Optical photomicrographs from calcretes within fracture systems and beddings. (a) Aggregate of nodules withmeniscus spar cement and rounded pores. XPL image. (b) Aggregateof noduleswith concentric layers and quartz (Qz) in thenucleouswell cementedby equant spar. PPL image. (c)Moldic pore from a nodule partially filled by needlefiber calcite. XPL image.(d) Aggregate of nodules cemented by meniscus spar with rounded pores partially filled by needle fiber calcite. XPL image. (e) Calcrete in a fracture showing angular and irregular hostrocks fragments. PPL image. (f) Detail of previous image showing the dissolution of the host rock fragment by weathering (yellow arrow). PPL image (g) Desiccation cracks cutting themicritic calcrete leaving several connected open pores (in white). PPL image. (h) Root fragment vestige (yellow arrow) in a micritic nodular calcrete. PPL image. (For interpretation ofthe references to color in this figure legend, the reader is referred to the web version of this article.)
128 S.V.F. Borges et al. / Sedimentary Geology 341 (2016) 119–133
h
5 µm
2 µm1000 µm
1000 µm
c
b
d
f
50 µm
e
1000 µm
Host rock
Zone 1 Zone 2 Zone 3
a
g
10 µm
1000 µm
15100
0 5
5
10
15
20
keV
cps
⁄ eV
Ca
O
C
OCaC
Weight 50%
EDS spot
Fig. 7.Optical microscope and SEM images from calcrete within fracture systems and beddings. (a) Three different zones near the contact with the host rock. XPL image. (b) Open fractureshowing 2 zones near the wall fracture (in light brown and dark brown). XPL image. (c) Open pore in a desiccation crack. Note the older desiccation cracks cemented by micrite (yellowarrow). XPL image. (d) Spherical features of micritic calcites showing good porosity and connectivity. SEM image. (e) Irregular corroded surface of calcites. SEM image. (f) EDS fromprevious figure. (g) Random needle fiber calcites. SEM image. (h) Comb like features showing pore connectivity and a suggestive flow structure due to the parallelism of pores. SEMimage. (For interpretation of the references to color in this figure legend, the reader is referred to the web version of this article.)
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environment, at least in a phreatic zone, whichwas less oxygenated andricher in Mn+2 and Fe+2. Drusiform calcites filling fractures (Fig. 5h)show a non-luminescent and dull luminescent zonation in Caatingacalcretes. This type of zoning probably occurs due to changes in thechemical composition of porewater during the growth of calcite crystals,thus reflecting shallower and deeper environments, respectively, or stag-nation periods of waterpores (Tucker and Wright, 1990).
Calcite precipitated fromwater preserves a record of the δ18O compo-sition of the water itself. Temperature controls the equilibrium fraction-ation between water and calcite according to the paleotemperaturescale (Epstein et al., 1953). In our case, neither the temperature, nor theδ18O of water during calcite precipitation, is known. Moreover, thecalcretes studied can be formed in evaporation environment. In thiscase, parental solution will be enriched in 18O because of the preferentialremoval of the light oxygen during evaporation. The precipitated carbon-ate will show more positive δ18O values. However, if a possible range ofenvironmental temperature is considered for caliche formation (between15 and 30 °C), the calculated δ18O of water precipitation would rangefrom −7 to 0‰. At present, the mean annual air temperature and themean δ18O of precipitation in the Irecê Basin are about 28 °C and−5.4‰, respectively (Bastos Leal and Silva, 2005). Considering thepresent environmental conditions and our isotope results, the calcretescould be formed in fresh water at different degrees of evaporation.Regarding the annual precipitation in the region (580 mm) (SRH-Bahia,2004) and δ18O isotopes determined in this study, the calcretesdocumented in this study area fit well in the compilation performed byTalma and Netteberg (1983) in 300 data points measured in calcretesaround the world.
The δ13C values indicate that the carbon of the studied calcretescannot derive only from the dissolution of the host carbonates. Thelatter show a mean δ13C value of +6.7‰, against values of −8.1 and−8.6‰ for the Caatinga calcretes and calcretes within fracture systemsand beddings, respectively (Fig. 8). The δ13C valuewould still be positiveif the caliche carbon would derive only from the older host carbonates.We have to assume an important contribution of a more negativecarbonate dissolved species from upper soil organic matter or otherC-bearing gases from deeper levels.
Comparing all of the isotopic analyses on the same diagram, (a) theCaatinga calcretes, (b) calcretes within fracture systems and beddings,and (c) Salitre Formation mudstones form three distinct groups(Fig. 8). The stable isotopic data from the Caatinga calcretes obtainedin this study are similar to the data published by Suguio et al. (1980),with δ13C ranging from −10.9 to −7.4‰ and δ18O from −7.8 to−3.0‰ (average value for δ13C and δ18O, −9.1‰ and −5.2‰, respec-tively), and Klimchouk et al. (2015), with δ13C ranging from −10.9 to−7.2‰ and δ18O from −6.1 to −3.1‰ (average value for δ13C andδ18O,−8.8 ± 0.3‰ and −5.1 ± .0.2‰, respectively).
Table 3δ13C and δ18O (V-PDB) data from samples collected in the study area. Calcrete 1 =Caatinga calcrete. Calcrete 2 = Calcrete within fracture systems and beddings.
Site Sample Rock type δ13C (V-PDB) δ18O (V-PDB)
1 IP 5 b Host mudstone 11.76 −1.616 IP 13D.1 Host mudstone 8.23 −6.067 IP 15C.1 Host mudstone 8.34 −3.319 IP 17A1 Host mudstone 9.39 −4.249 IP 17A2 Host mudstone 9.46 −4.138 IP 19 I Host mudstone 10.15 −5.3112 IP 23A Host mudstone 7.78 −4.4714 IP 25-B Host mudstone 6.46 −5.5615 IP 26A Host mudstone 7.39 −3.9819 IP 32A c Host mudstone 0.28 −5.0422 IP 36 Host mudstone 0.72 −6.4524 IP 40 Host mudstone 1.00 −7.0925 WCA-01 Calcrete 1 −9.23 −6.7826 WCA12A Calcrete 1 −9.71 −5.8827 WCA-17A Calcrete 1 −7.65 −4.6925 WCA-5 Calcrete 1 −8.03 −4.793 IP 9 Calcrete 1 −8.61 −6.251 IP 2B a Calcrete 2 −8.50 −3.971 IP 2B b Calcrete 2 −8.51 −4.261 IP 5 a Calcrete 2 −6.06 −2.645 IP 12 D1 a Calcrete 2 −9.55 −4.335 IP 12 D1 b Calcrete 2 −10.27 −4.469 IP17A3 Calcrete 2 −8.54 −3.1910 IP 18B a Calcrete 2 −8.86 −4.7510 IP 18B b Calcrete 2 −8.90 −6.3310 IP 18B c Calcrete 2 −8.40 −4.3919 IP 32A a Calcrete 2 −7.58 −4.0219 IP 32A b Calcrete 2 −4.22 −3.27
Fig. 8. Cross plot of stable isotope of δ18O and δ13C from the 3 types of rocks studied.
Table 4Density, porosity and pore size analyses from samples collected in the study area. Calcrete1 = Caatinga calcrete. Calcrete 2 = Calcrete within fracture systems and beddings.
Site Sample Rock type Bulk density(g/cm3)
Porosity(%)
Pore size(microns)
1 IP 1B Damage zone host 2.795155852 5.560 0.0534 IP 10 Host mudstone 2.714562475 0.625 45.146 IP 13D Host mudstone 2.721043819 0.651 49.147 IP 15C Host mudstone 2.66438906 0.426 37.78 IP 19L Host mudstone 2.729080193 0.662 4114 IP 25B Host mudstone 2.695253522 0.642 31.924 IP 40 Host mudstone 2.661473443 0.647 39.325 WCA 01 Calcrete 1 2.657414381 1.508 0.1825 WCA 16 Calcrete 1 2.518398619 5.750 0.02227 WCA 17 Calcrete 1 2.612274013 5.237 0.1328 WCA 18 Calcrete 1 2.66205293 1.586 14.228 WCA19 Calcrete 1 2.573619138 2.774 0.00991 IP 2B Calcrete 2 2.120870118 23.177 0.131 IP 5 Calcrete 2 2.473603563 20.234 0.292 IP 6 Calcrete 2 2.733985745 14.343 0.135 IP 12D Calcrete 2 2.496539502 3.202 0.0158 IP 16 Calcrete 2 2.416124186 59.931 0.1810 IP 18B Calcrete 2 2.426427365 5.221 0.0178 IP 20E Calcrete 2 2.533889816 14.584 0.06619 IP 32A Calcrete 2 2.563624882 67.544 0.13
130 S.V.F. Borges et al. / Sedimentary Geology 341 (2016) 119–133
8.2. Evolutionary model
Based on the field analyses and laboratories results, we propose thefollowing evolutionary model for the development of the calcreteswithin fracture systems and beddings (Fig. 10).
1- The denudation and exposure of the Neoproterozoic Salitre Formationlimestones favoredweathering and the development of the pedogenicCaatinga calcretes. During the rainy seasons, the infiltration of rainwa-ter enriched in soil CO2 along bedding layers, fractures and fault zonescaused rock dissolution up to 10 m of depth. In the dry seasons,
evaporation resulted in supersaturation in the CaCO3 of the infiltratedfluid and the consequent precipitation of calcite, thus starting thecalcrete development (Fig. 10b).
2- Alternating cycles of rainy and drought seasons, the latter beinglonger because of the semi-arid climate, allowed the progressivewidening of the calcrete layers in the subsurface. Eventually, due totheir high porosity, the thick calcretes layers underwent dissolutionand calcite precipitation in multiple zonation patterns. The ultimateresult of the interplay among the long-lasting chemical alteration,dissolution and precipitation of the newly formed calcites was adeeply altered host-rock along beddings, fractures and faults zones
Host mudstonesCaatinga calcretesCalcretes within fracture systems and beddings
1
10
100
1 10 1000,10,010,0010,1
Log pore diameter (µm)
Log
poro
sity
(%
)
0,0001 0.001 0.01 1 10 100 1000
0.000
0.019
0.038
0.057
0.076
0.095
Intr
uded
Hg
volu
me
(cc/
g)
Log pore diameter (µm)
Calcrete within fractures and beddings curve
Caatinga calcrete curve
Host mudstone curvea b
Fig. 9. Petrophysical diagrams. (a) Pore diameter sizes and porosity in a logarithmic cross plot. (b) Pore diameter sizes and intruded Hg volume in a logarithmic cross plot in the threemostrepresentative samples, IP2B (calcrete within fractures and beddings), WCA17 (Caatinga Calcrete) and IP25B (Host mudstone).
Intrastratal slipin mudstones
Calcretes within fracture systemsand beddings *
Meteoric water conduit flow
Speleothems
Voids and caves
Soil and pedogenic calcretes mixed
Water table
Vadose zone
Evaporation
c
a
N S
b
Thrust fault
Fig. 10. Evolutionary model for the development of calcretes within fracture systems and beddings. (a) Schematic geologic cross section showing folded and faulted Salitre mudstones.(b) Beginning of the process. With denudation and subaerial exposure, the meteoric water (black arrows) infiltrates through the conduits (beddings, fractures and faults) during thewet seasons to start the dissolution and leaching. During the dry seasons, evaporation (red arrows) prevails, and calcretes start to be created with the precipitation of calcite.(c) Current stage. The repetition of this process through the years enhanced the calcretes development, created zonations and kept the conduits open to the passage of water torecharge the karstic aquifer. (For interpretation of the references to color in this figure legend, the reader is referred to the web version of this article.)
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severely replaced by thick calcretes up to depths exceeding 10 m(Fig. 10c).
8.3. Calcretes as hydraulic conduits
Diagenesis in general reduces porosity and alters permeability.Modern carbonate sediments have high porosity ranging from 40 to70% (Lucia, 2007). Carbonate rocks submitted to burial process losetheir depositional porosity and can earn porosity from another ways,such as diagenitic (more rare) or fracturing processes (Arh, 2008).Calcretization often reduces the infiltration of water into soils profiles,which also reduces substrate porosity and permeability while theindurantion is taking place (Yaalon and Singer, 1974). Motyka (1998)considered that hydraulic network of carbonates consists of three over-lapping and interconnected spaces. They are pores, fissures, and caves.In the study area, we have twomain aspects in order to consider the hy-draulic behavior. First, a Neoproterozoic host limestones, submitted adenudation process after deep burial, allowed meteoric water infiltra-tion through the existing fractures, since their porosity and permeabilitywere very low due to the burial process. Second, in addition to the usualoccurrence of pedogenic calcretes on the surface, calcretes occur alongthose existing fractures and beddings of the host limestones.
The high porosity of the studied calcretes, which have an averagevalue of 26% (Table 4 and Fig. 9), combined with the high connectivityof the sub-rounded and alveolar pores (Figs. 6a, d, 7d), suggest thatthey could provide high permeability pathways and preferentialconduits for fluid flow. These calcretes work as conduit flow alongfaults, fractures and beddings, when the substrate is consolidated andhas low permeability, as defined by Tucker and Wright (1990). This isconfirmed by the evidence of selective dissolution along fractures(Fig. 7e), the presence of desiccation cracks (Figs. 6g, 7b and c), andthe occurrence of sub-parallel pores (Fig. 7h) interpreted as an indicatorof fluid flow directions. Furthermore, some m-scale karst cavities havebeen found along major thrust faults (Fig. 3), which focused the forma-tion of the calcretes, thus suggesting a preferential mechanical andchemical dissolution of the calcretes during karst development.
Therefore, the studied calcretes, which started developing alongfractures and beddings and then advanced to replace the host rock(Figs. 3c, 6f), may influence the subsurface hydraulic setting by providinga link between the surface and the aquifers. The Irecê Basin exhibits free(Brito Neves, 1967) and karstic aquifers (Guerra, 1986). According tothose authors, the recharge ismainly along fractures, faults, and sinkholes.We envisage that significant volumes of calcretes exploiting fractures andfolded bedding surfaces can enhance and facilitate the recharging ofaquifers during the rainy seasons by providing an effective hydraulicconnection with the soil. High porosity calcretes can also enhance fluidstorage in the case of subsidence and consequent water table rise.
9. Conclusions
Multiphasic calcretes occurring within fracture systems and beddingsin Irecê Basin, northeastern Brazil, represent a unique type of pedogeniccalcrete within structural conduits developed in low impermeable hostrocks. The formation of these calcretes, although pedogenic, has some di-agnostic features with respect to the true pedogenic calcretes formed di-rectly on the surface, including a lack of biological features such as tracesof plants and animals. Actually, our data indicate that the calcretes formedby the chemical alteration, dissolution and precipitation of newly formedcalcite up to 10m below the soil, due to CO2-richmeteoric water infiltra-tion and percolation along bedding surfaces and fractures and faultsystems. Thatwater becomes supersaturated in CaCO3 during the dry sea-sons and precipitates porous carbonate thin layers. The typical cyclicity ofwet and dry seasons in semi-arid regions resulted in a cyclical depositionof new calcite layers along mechanical discontinuities in the shallow sur-face. Such porous layers, in turn, undergo partial dissolution by leachingduring the wet seasons, followed by renewed cementation in a complex
evolutionary pathway that eventually produces zonated multilayeredcalcretes that progressively propagate into the host rock. Due to theirhigh porosity, these calcretes can have an important role in themigrationof fluids through low porosity carbonate rock by acting as a high perme-ability conduit for fluid flow to recharge aquifers in the subsurface.
Acknowledgments
The authors express their sincere gratitude to the staff of the CTGás-Brazil Laboratories and the NEXT (Natural and Experimental TectonicResearch Group) Laboratory and Isotope Geochemistry Laboratory,University of Parma — Italy, who performed the analyses presented inthis study.We also thank the reviewerMichałGradziński, the anonymousreviewer and the Sedimentary Geology Editor, Brian Jones. Theircomments, suggestions and corrections greatly improved ourmanuscript.This workwas funded by the Brazilian program “Ciências sem Fronteiras”(Processo 206715/2014-5) granted to the first author and by researchproject “Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia de Estudos Tectônicos(INCT-ET)” of the Brazilian Research Council (CNPq).
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133S.V.F. Borges et al. / Sedimentary Geology 341 (2016) 119–133
Capítulo 6. Conclusões
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 53
Capítulo 6
Conclusões
Capítulo 6. Conclusões
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 54
6. Conclusões
Os calcretes pedogênicos multifásicos que ocorrem dentro de sistemas
de fraturas e acamamentos na Bacia de Irecê, norte do estado da Bahia, representam um
tipo único de calcrete pedogênico desenvolvidos ao longo de condutos estruturais em
rochas hospedeiras impermeáveis. A formação destes calcretes, embora pedogênicos,
tem algumas características diagnósticas diferentes dos calcretes pedogênicos
regularmente formados na superfície, incluindo a ausência de feições biológicas como
vestígios de plantas e animais. Os dados do presente estudo indicam que os calcretes
formados pela alteração química, dissolução e precipitação da calcita chegam a
aproximadamente dez metros abaixo do solo, devido à infiltração e percolação da água
meteórica rica em CO2 ao longo dos acamamentos e sistemas de fraturas pré-existentes.
Assim como indicam que a água tornou-se supersaturada em CaCO3 durante as estações
secas, precipitando finas camadas de carbonatos porosos. A ciclicidade típica dos
períodos chuvosos e secos em regiões semi-áridas resultou em uma deposição
multifásica de camadas de carbonatos ao longo das descontinuidades nas proximidades
da superfície. Tais camadas, por sua vez, submetidas à dissolução parcial por lixiviação
durante as estações chuvosas, foram seguidas novas precipitações em uma complexa
evolução que produziu multi-camadas de calcretes que se propagam progressivamente a
partir da rocha hospedeira. Devido à sua elevada porosidade, estes calcretes possuem
um importante papel na migração dos fluidos através de rochas carbonáticas de baixa
porosidade, agindo como um conduto de fluidos de alta permeabilidade na recarga dos
aquíferos do subsolo.
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Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016. Página 55
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Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 65
Anexos
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 66
Anexo 1
Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 67
Amostra IP 1C. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.
Amostra IP 1D. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 68
Amostra IP 2. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Amostra IP8A. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 69
Amostra IP9. Calcrete Caatinga.
Amostra IP12-C. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 70
Amostra IP 16.1. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Amostra IP 16.4. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 71
Amostra IP 16.5. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Amostra IP 16B. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 72
Amostra IP 19A. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Amostra IP 19I. Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 73
Amostra IP 19L. Mudstone da Formação Salitre.
Amostra IP 19O. Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 74
Amostra IP 19.1. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Amostra IP 19-2. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 75
Amostra IP 20B. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Amostra IP 20D. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 76
Amostra IP 21B. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.
Amostra IP 21B. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 77
Amostra IP 23B. Mudstone da Formação Salitre.
Amostra IP 25A. Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 78
Amostra IP 28. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.
Amostra IP 29. Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 79
Amostra IP 30. Mudstone da Formação Salitre.
Amostra IP 32B. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 80
Amostra IP 33A. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.
Amostra IP 33B. Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 81
Amostra IP 34. Mudstone da Formação Salitre.
Amostra IP 36. Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 82
Amostra IP 39. Mudstone da Formação Salitre.
Amostra IP 40. Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 83
Anexo 2
Análises de espectrometria de energia dispersiva
de raios-X (EDS)
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 84
Amostra IP 1C
Mudstone da Formação Salitre na zona de falha.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 85
Amostra IP 1D. Mudstone na zona de dano.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 86
Amostra 2B
Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 87
Amostra IP 8
Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 88
Amostra IP 9
Calcrete Caatinga.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 89
Amostra IP 12C. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 90
Amostra IP 16.1-2
Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 91
Amostra IP 16.1 – 4
Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 92
Amostra IP 16.1 – 5
Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 93
Amostra IP 16B
Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 94
Amostra IP 19I
Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 95
Amostra IP 19O
Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 96
Amostra IP 19.2
Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 97
Amostra IP 19.3
Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 98
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 99
Amostra IP 19A
Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 100
Amostra IP 19L
Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 101
Amostra IP 20A. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 102
Amostra IP 23A
Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 103
Amostra IP 25A
Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 104
Amostra IP 28
Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 105
Amostra IP 33A
Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 106
Amostra IP 36
Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 107
Amostra IP 40
Mudstone da Formação Salitre.
Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 108
Anexo 3
Distribuição dos tamanhos dos poros
Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 109
Amostra IP 1B – Mudstone na zona de dano.
Amostra IP 2B. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 110
Amostra IP 5. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Amostra IP 6. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 111
Amostra IP 10. Mudstone da Formação Salitre.
Amostra IP 12D. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 112
Amostra IP 15C. Mudstone da Formação Salitre.
Amostra IP 18B. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 113
Amostra IP 20E. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Amostra IP 32A. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 114
Amostra IP 40. Mudstone da Formação Salitre.
Amostra IP 16A. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 115
Amostra IP 20E. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.
Amostra WCA 10. Calcrete Caatinga.
Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 116
Amostra WCA 16. Calcrete Caatinga.
Amostra WCA 17. Calcrete Caatinga.
Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros
Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016 Página 117
Amostra WCA 19. Calcrete Caatinga.