CALCRETES PEDOGÊNICOS AO LONGO DE SISTEMAS DE … · A tarefa de escrever os agradecimentos num...

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



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.



Figura 1.1. Localização da área estudada.

Capítulo 2. Metodologia e materiais


Capítulo 2

Materiais e métodos



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



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).



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.


Capítulo 3

Aspectos teóricos



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



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



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



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



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



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.



(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


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



(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



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



composicional e impurezas presentes nas suas redes cristalinas (Marshall, 1988;

Machel, 2000).

3.4 - Isótopos estáveis de C e O


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)





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



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



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



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).



3.5 - Porosimetria de intrusão de mercúrio


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).



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



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



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


Capítulo 4

Geologia regional



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,



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



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



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



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.



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



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



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



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


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

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⁎ Corresponding author at: Instituto Federal de Educação, Ciência e Tecnologia do RioGrande do Norte, Natal, RN, Brazil.

E-mail address: [email protected] (S.V.F. Borges).

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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.

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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


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.


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.)


(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.


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


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.)


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.)


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.)


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


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.)


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).

References

Almeida, F.F.M., Brito Neves, B.B., Carneiro, C.D.R., 2000. The origin and evolution of thesouth American platform. Earth-Science Reviews 50, 77–111.

Alonso-Zarza, A.M., 2003. Palaeoenvironmental significance of palustrine carbonates andcalcretes in the geological record. Earth-Science Reviews 60 (3–4), 261–298.

Alonso-Zarza, A.M., Wright, V.P., 2010. Calcretes. In: Alonzo-Zarza, A.M., Tanner, L.H.(Eds.), Developments in Sedimentology vol 61. Elsevier, pp. 225–267.

Arh, W.M., 2008. Geology of carbonate reservoirs. The Identification, Description, andCharacterization of Hydrocarbon Reservoirs in Carbonate Rocks. John Wiley & Sons,Inc., Hoboken (277pp.).

Auler, A.S., 1999. Karst Evolution and Palaeoclimate in Eastern Brazil (Ph.D. Thesis)University of Bristol, England.

Auler, A.S., Smart, P.L., 2001. Late Quaternary paleoclimate in semiarid northeastern Brazilfrom U series dating of travertine and water-table speleothems. Quaternary Research55, 159–167.

Auler, A.S., Smart, P.L., Wang, X., Cristalli, P.S., Edwards, R.L., 2003. O calcário Caatinga e osCarbonatos secundários Superficiais do Norte da Bahia: Geocronologia e SignificadoPaleoambiental. Anais IX Congresso da Associação Brasileira de Estudos Do Quaternário.

Bastos Leal, L.R., Silva, H.P., 2005. Modelização da dinâmica Hidrológica e Instrumentospara a gestão do Sistema aquífero-rio das Bacias hidrográficas dos Rios Verde e Jacaré– região Semi-árida do Estado da Bahia. Relatório técnico Final do convênio decooperação técnico-científica celebrado entre a Superintendência de RecursosHídricos do Estado da Bahia e a Universidade Federal do Estado da Bahia (435p.Salvador, Brasil).

Bizzi, L.A., Schobbenhaus, C., Vidotti, R.M., Gonçalves, J.H., 2003. Geologia, tectônica erecursos minerais Do Brasil. Texto, mapas e SIG. CPRM — Serviço Geológico do Brasil,Brasília, DF — Brasil.

Boggs Jr., S., Krinsley, D., 2006. Application of Cathodoluminescence Imaging to the Studyof Sedimentary Rocks. Cambridge University Press, New York (165 pp.).

Bonfim, L.F.C., Rocha, A.J.D., Pedreira, A.J., Morais, J.C., Guimarães, J.T., Tesch, N.A., 1985.Projeto Bacia de Irecê. Relatório Final. CPRM. Ministério das Minas e Energia.República Federativa do Brasil, Brasília — DF, Brasil.

Branner, J.C., 1910. Aggraded limestone plains of the interior of Bahia and the climaticchanges suggested by them. Geological Society of America Bulletin 22, 187–206.

Brito Neves, B.B., 1967. Geologia das Folhas de Upamirim e Morro do Chapéu-Bahia.CONESP, Recife, Brasil (53pp.).

Brito Neves, B.B., Campanha, G.A., Santos, R.A., 2012. A discordância angular e erosivaentre os grupos Chapada Diamantina e Bambuí (Una) na folha Mirangaba-Bahia.Geologia USP. Série Científica 12, 99–114.

Cailleau, G., Verrecchia, E.P., Braissant, O., Emmanuel, L., 2009. The biogenic origin of needlefibre calcite. Sedimentology 56, 1858–1875.

Epstein, S., Buschaum, R., Lowestam, H.A., Urey, H.C., 1953. Revised carbonate-water isotopictemperature scale. Bulletin of the Geological Society of America 64, 1315–1326.

Esteban, M., Klappa, C.F., 1983. Subaerial exposure environments. In: Shole, P.A., Bebout,D.G., Moore, C.H. (Eds.), Carbonate Depositional Environments. American Associationof Petroleum Geologists. Memoir 33, pp. 1–54.

Goudie, A.S., 1983. Calcrete. In: Goudie, A.S., Pye, K. (Eds.), Chemical Sediments andGeomorphology. Academic Press, London, pp. 93–131.

Guerra, A.M., 1986. Processos de carstificação e Hidrogeologia do Grupo Bambuí na regiãode Irecê – Bahia (PhD Thesis) Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, SãoPaulo, Brasil.

Guimarães, J.T., Misi, A., Pedreira, A.J., Domingues, J.M.L., 2011. The Bebedouro Formation,Una Group, Bahia (Brazil). Geological Society of London's Memoirs 36, 503–508.

Klimchouk, A., Auler, A.S., Bezerra, F.H.R., Cazarin, C.L., Balsamo, F., Dublyansky, Y., 2015.Hypogenic origin, geologic controls and functional organization of a giant cave systemin Precambrian carbonates, Brazil. Geomorphology 253, 385–405.

Kuchenbecker, M.H., Reis, L.S., Fragoso, D.G.C., 2011. Caracterização estrutural econsiderações sobre a evolução tectônica da Formação Salitre na porção central daBacia de Irecê, norte do Cráton do São Francisco (BA). Geonomos 19 (2), 42–49.


http://refhub.elsevier.com/S0037-0738(16)30084-7/rf0005
























































Lucia, F.J., 2007. Carbonate Reservoir Characterization. An Integrated Approah. second ed.Springer, Berlin (336 pp.).

Misi, A., 1979. O Grupo Bambuí no Estado da Bahia. In: Inda, H.V. (Ed.), Geologia eRecursos Minerais do Estado da Bahia 1. Textos Básicos, SME/CPM, Salvador,pp. 120–154.

Misi, A., 1993. A Sedimentação Carbonática do Proterozóico Superior no Cráton do SãoFrancisco: Evolução Diagenética e Estratigrafia Isotópica, II Symposium on the SãoFrancisco Craton, Extended Abstracts, Salvador, Brazil. pp. 192–193.

Misi, A., Veizer, J., 1998. Neoproterozoic carbonate sequences of the Una Group, IrecêBasin, Brasil: chemostratigraphy, age and correlations. Precambrian Research 89,87–100.

Moore, C.H., 1989. Carbonate Diagenesis and Porosity in Developments in Sedimentology46. Elsevier Science Publishers, Amsterdam, The Netherlands.

Motyka, J., 1998. A conceptual model of hydraulic networks in carbonate rocks, illustratedby examples from Poland. Hydrogeology Journal 6, 469–482.

Pedreira, A.J., Arcanjo, B.A., Pedroza, C.J., Oliveira, J.E., Silva, B.C., 1975. Projeto Bahia —Geologia da Chapada Diamantina. CPRM. Ministério Das Minas e Energia. RepúplicaFederativa do Brasil, Brasília — DF.

Pedreira, A.J., Rocha, A.J.D., Guimarães, J.T., Morais Filho, J., Bonfim, L.F.C., Tesch, N., 1985.Folha SC. 24-Y-C-Irecê. Carta geológica 1:100.000. Projeto Bacia de Irecê-CPRM-CBPM, Salvador — BA.

Penha, A.E.P.P., 1994. O Calcário Caatinga de Ourolândia, Bahia: Feições Diagnósticas, Gênesee Evolução de um Perfil Calcrete (M. S. thesis) Universidade Federal da Bahia, Salvador,Bahia, Brasil.

Riche, G., Rambaud, D., Riera, M., 1982. Étude Morphologique d'un encroûtement CalcaireRégion d'Irecê, Bahia, Bresil. Cah ORSTM, sér. Pédol. vol. 19-3, pp. 257–270

Rocha, G.M.F., Dominguez, J.M.L., 1993. As Fases de deformação Brasiliana Atuantes NosSupergrupos Espinhaço e São Francisco no Estado Da Bahia. Anais II Simpósio sobreo Cráton São Francisco - Evolução Tectônica e Metalogenética, pp. 200–204.

Sholle, P.A., Ulmer-Scholler, D.S., 2003. A color guide of to the petrography of carbonaterocks: grains, texture, porosity, diagenesis. In: Lorenz, J.C. (Ed.), American Associationof Petroleum Geologists. Memoir 77, pp. 1–461.

Souza, S.L., Brito, P.C.R., Silva, R.W.S., 1993. Estratigrafia, Sedimentologia e RecursosMinerais da Formação Salitre na Bacia de Irecê, Bahia. 2. CBPM Série ArquivosAbertos (36p. Salvador).

SRH-Bahia, 2004. Modelização da dinâmica hidrológica e instrumentos para a gestão dosistema aquífero-rio das bacias hidrográficas dos rios Verde e Jacaré – regiãosemi-árida do Estado da Bahia. Relatório Técnico Final do Convênio 002/02: 361p. Salvador, Brasil.

Suguio, K., Barcelos, J.H., Matsui, E., 1980. Significados paleoclimáticos e paleoambientaisdas rochas calcárias da Formação Caatinga (BA) e do Grupo Bauru (MG/SP). AnaisXXXI Congresso Brasileiro de Geologia 1, 607–617.

Talma, A.S., Netteberg, F., 1983. Stable isotope in calcretes, in residual deposits: surfacerelated weathering process and materials. In: Wilson, R.C.L. (Ed.), Geological SocietyLondonSpecial Publication, Vol 11. Blackwell, Oxford, pp. 221–233.

Tucker, M.E., Wright, V.P., 1990. Carbonate Sedimentology. Blackwell Science Ltd, GreatBritain.

Verrecchia, E.P., Verrecchia, K.E., 1994. Needle-fiber calcite: a critical review and aproposed classification. Journal of Sedimentary Research A64, 650–664.

Wang, X., Auler, A.S., Edwards, R.L., Cheng, H., Cristalli, P.S., Smart, P.L., 2004. Precisetiming of Brazilian pluvial periods and rainforest boundary shifts. Nature 439,740–743.

Wright, V.P., 2007. Calcrete. In: Nash, D., McLaren, S. (Eds.), Geochemical Sediments andLandscapes. Blackwell, Oxford, pp. 10–45.

Wright, V.P., Tucker, M.E., 1991. Calcretes: an introduction. In: Wright, V.P., Tucker, M.E.(Eds.), Calcretes. IAS Reprint Series Vol. 2. Blackwell Scientific Publications, Oxford,p. 1222.

Yaalon, D.H., Singer, S., 1974. Vertical variation in strength and porosity of calcrete (Nari) onchalk, Shefela, Israel and interpretation of its origin. Journal of Sedimentary Petrology44-4, 1016–1023.





























































Capítulo 6. Conclusões


Capítulo 6

Conclusões

Capítulo 6. Conclusões


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.

Referências bibliográficas

Sérgio Vieira Freire Borges, Agosto de 2016. Página 55




ADAMS, A.E. Calcrete profiles in the Eyam Limestone (Carboniferous) of Derbyshire:

petrology and regional significance. Sedimentology. 27, 651-660, 1980.

ALMEIDA, F.F.M. O cráton do São Francisco. R. Brasil. Geoc. v.7, nº. 4, p. 349-367,

1977.

ALKIMIM, F.F.; NEVES, B.B.B.; ALVES, J.A.C. Arcabouço Tectônico do Cráton do

São Francisco - uma revisão. In: DOMINGUEZ, J.M.L.; MISI, A.(Eds.). O Cráton do

São Francisco. Salvador: SBG p.45-62, 1993.

ALONSO-ZARZA, A.M. Initial stages of laminar calcrete formation by roots: examples

from the Neogene of central Spain. Sedimentary Geology.126, 177-191, 1999.

ALONSO-ZARZA, A.M. Palaeoenvironmental significance of palustrine carbonates

and calcretes in the geological record. Earth-Science Reviews. 60, 261-298, 2003.

ALONSO-ZARZA, A.M., ARENAS, C. Cenozoic calcretes from the Teruel Graben,

Spain: microstructure, stable isotope geochemistry and environmental significance.

Sedimentary Geology. 167, 91-108, 2004.

ALONSO-ZARZA, A.J., JONES, B.J. Root calcrete formation on Quaternary karstic

surfaces of Grand Cayman. Geologica Acta. 5, 77-88, 2007.

ALONSO-ZARZA, A. M., WRIGHT, V. P.,. Calcretes. In: ALONZO-ZARZA, A. M.,

TANNER, L. H.(Eds.). Developments in Sedimentology, Elsevier. 2010. Vol. 61, pp.

225-267.

ALONSO-ZARZA, A.M., CALVO, J.P., GARCÍA DEL CURA, M.A. Palustrine

sedimentation and associated features 2 grainification and pseudo-microkarst 2 in the

Middle Miocene (Intermediate Unit) of the Madrid Basin, Spain. Sedimentary Geology

76, 43-61, 1992.

AMUNDSON, R., STERN, L., BAISDEN, T., WRAY, Y. The isotopic composition of

soil and soil-respired CO2. Geoderma 82, 83– 114, 1988.

ANDREWS, J.A., SINGHVI, A.K., KAILATH, A.J., KUHN, R., DENNIS, P.F.,

TANDON, S.K., DHIR, R.P. Do stable isotope data from calcrete record Late

Pleistocene monsoonal climate variation in the Thar Desert of India? Quaternary

Research 50, 240– 251, 1998.

ARAKEL, A.V., MCCONCHIE, D. Classification and genesis of calcrete and gypsite

lithofacies in palaeodrainage basins of inland Australia and their relationship to

carnotite mineralization. Journal of Sedimentary Petrology 52, 1147-1170, 1982.

AULER, A.S. Karst evolution and palaeoclimate in eastern Brazil. 1999 (Ph.D.

Thesis), University of Bristol. England.

AULER, A. S., SMART, P. L., WANG, X., CRISTALLI, P. S., EDWARDS, R. L.,. O

calcário Caatinga e os carbonatos secundários superficiais do norte da Bahia:

http://lattes.cnpq.br/8326069344183023



geocronologia e significado paleoambiental. ANAIS IX CONGRESSO DA

ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE ESTUDOS DO QUATERNÁRIO, 2003.

BABINSKI, M. & KAUFMAN, A. J. First direct dating of a Neoproterozoic

postglaciogenic cap carbonate. IV South American Symposium on Isotope Geology,

Short Papers 1, 321–323, 2003.

BABINSKI, M.; VIEIRA, L. ; TRINDADE, R. I. Direct dating of the Sete Lagoas cap

carbonate (Bambuí Group, Brazil) and implications for the Neoproterozoic glacial

events. Terra Nova, v. 19, p. 401-406, 2007.

BONFIM, L. F. C., ROCHA, A. J. D., PEDREIRA, A. J., MORAIS, J. C.,

GUIMARÃES, J. T., TESCH, N. A. Projeto Bacia de Irecê. CPRM. Ministério das

Minas e Energia. República Federativa do Brasil. Relatório Fina. 1985. Brasília – DF,

Brasil.

BRANNER, J.C. Aggraded limestone plains of the interior of Bahia and the climatic

changes suggested by them. Geological Society of America Bulletin 22, 187-206, 1910.

BRANNER, J.C. The Mineral Associated with Diamonds and Carbonados in the State

of Bahia, Brasil. Amer.Jour.Sci., Ser. 4, v. 31, n. 181, p. 480-490, 1911.

BRAITHWAITE, C.J.R. Calcrete and other soils in Quaternary limestones: structures,

processes and applications. Journal of the Geological Society of London 140, 351-363.

1983.

BRAITHWAITE, C.J.R. Displacive calcite and grain breakage in sandstones. Journal of

Sedimentary Petrology 59, 258-266. 1989.

BRITO NEVES, B.B. Geologia e Hidrogeologia do Calcário Bambuí na Região

Central da Bahia. Relatório Técnico. DNPM. 1965. Rio de Janeiro. 84p.

BRITO NEVES, B.B.B. Geologia das Folhas de Upamirim e Morro do Chapéu-BA.

Relatório Técnico. CONESP. 1967. Recife - PE. 53 p.

BRITO NEVES, B.B., LEAL,A.S. Elementos de Estratigrafia do Médio São Francisco.

In: SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DO NORDESTE, 4. Recife – PE. 1968. SBG.

BRITO NEVES, B. B., CAMPANHA, G. A., SANTOS, R. A. A discordância angular e

erosiva entre os grupos Chapada Diamantina e Bambuí (Una) na folha Mirangaba-

Bahia. Geologia USP. Série Científica 12, p. 99-114. 2012.

BUSTILLO, M.A., ALONSO-ZARZA, A.M. Overlapping of pedogenesis and meteoric

diagenesis in distal alluvial and shallow lacustrine deposits in the Madrid Miocene

Basin, Spain. Sedimentary Geology 198, 255-271. 2007.

CALLOT, G., GUYON, A., MOUSAIN, D. Interrelations entre aiguilles de calcite et

hyphes mycéliens. Agronomie 5, 209-216. 1985.



CALVET, F., JULIA, R. Pisoids in the caliche profiles of Tarragona (NE Spain). In:

PERYT, T. M. (Ed.), Coated Grains. Springer, Berlin. 1983. pp. 73-79.

CARLISLE, D. Concentration of uranium and vanadium in calcretes and gypcretes. In:

WILSON, R.C.L. (Ed.), Residual Deposits. Geological Society of London Special

Publication 11, 1983. pp. 185-195.

CERLING, T.E. The stable isotopic composition of modern soil carbonate and its

relationship to climate. Earth and Planetary Science Letters 71, 229– 240. 1984.

CERLING, T.E., WANG, Y. Stable carbon and oxygen isotopes in soil CO2 and soil

carbonate: theory, pactrice, and application to someprairie soils of UpperMidwestern

North America. Mass Spectrometry of SoilsMarcel Dekker, Inc. 1996. New York.

CERLING, T.E., SOLOMON, D.K., QUADE, J., BOWMAN, J.R. On the isotopic

composition of carbon in soil carbon dioxide. Geochimica et Cosmochimica Acta 55,

3403–3405. 1991.

COLE, D.R., Monger, H.C. Influence of atmospheric CO2 on the decline of C4 plants

during the last deglaciation. Nature 368, 533– 536. 1994.

DELAGE, P. & LEFEBVRE, G. Study of the structure of a sensitive Champlain clay

and its evolution during consolidation”. Can. Geotech. J. Vol. 21, pp. 21-35. 1984.

DERBY, O.A. Lavras Diamantinas. R. Inst. Geogr. Hist. Bahia, Salvador, v.11, nº. 30,

p.113-153, 1905.

DEVER L, FONTES JC, RICHÉ G. Isotopic approach to calcite dissolution and

precipitation in soils under semi-arid conditions. Chemical Geology 66: 307–314. 1987.

DING, Z.L., YANG, S.L. C3/C4 vegetation evolution over the last 7.0 Myr in the

Chinese Loess Plateau: evidence from pedogenic carbonate δ13

C. Palaeogeography,

Palaeoclimatology, Palaeoecology 160, 291– 299. 2000.

ESTEBAN, M., KLAPPA, C.F. Subaerial exposure environments. In: Scholle, P.A.,

Bebout, D.G., Moore, C.H. (Eds), Carbonate Depositional Environments. American

Association of Petroleum Geologists Memoir 33, pp. 1-96. 1983.

GILE, L.H., PETERSON, F.F., GROSSMAN, R.B. The K horizon: a master horizon of

carbonate accumulation. Soil Science 97, 74-82. 1965.

GOUDIE, A.S. Calcrete. In: GOUDIE, A. S., PYE, K. (Eds), Chemical Sediments and

Geomorphology. Academic Press, 1983.London, pp. 93-131.

GRIFFITHS, F.J. & JOSHI, R.C. Changes in pore size distribution due to consolidation

of clays. Geotechnique 39 (1), pp. 159-167. 1989.



GUIMARÃES, J. T., MISI, A., PEDREIRA, A. J., DOMINGUES, J. M. L. The

Bebedouro Formation, Una Group, Bahia (Brazil), Geological Society London, Memoirs

36, 503-508. 2011.

HAN, J., KEPPENS, E., LIU, T., PAEPE, R., JIANG, W. Stable isotope composition of

the carbonate concretions in loess and climate change. Quaternary International 37, 37–

43. 1997.

HARMAN, R., GALLAGHER, K., BROWN, R., RAZA, A., BIZZI, L.. Accelerated

denudation and tectonic/geomorphic reactivation of the cratons of northeastern Brazil

during the Late Cretaceous. Journal of Geophysical Research,103: 27091-27105. 1998.

HOEFS, J. Stable Isotope Geochemistry. Springer-Verlag, 1997. New York.

HOFFMAN, P. F.; KAUFMAN, A. J.; HALVERSON, G. P.;SCHRAG, D. P. A.

Neoproterozoic snowball earth. Science, v. 281, p. 1342-1346, 1998.

JAMES, N.P. Holocene and Pleistocene calcareous crust (caliche) profiles: criteria for

subaerial exposure. Journal of Sedimentary Petrology 42, 817-836. 1972.

JONES, B. Construction of spar calcite crystals around spores. Journal of Sedimentary

Petrology 62, 1054-1057. 1992.

KAHLE, C.H. Origin of subaerial Holocene calcareous crusts: role of algae, fungi and

sparmicritisation. Sedimentology 24, 413-435. 1977.

KHADKIKAR, A.S., MERH, S.S., MALIK, J.N., CHAMYAL, L.S. Calcretes in semi-

arid alluvial systems: formative pathways and sinks. Sedimentary Geology 116, 251-

260. 1998.

KLAPPA, C.F. Rhizoliths in terrestrial carbonates: classification, recognition, genesis

and significance. Sedimentology 27, 613-629. 1980.

KLEINERT, K., STRECKER, M.R. Climate change in response to orographic barrier

uplift: paleosol and stable isotope evidence from the late Neogene Santa María basin,

northwestern Argentina. Geological Society of America Bulletin 113, 728–742. 2001.

KNOX, G.F. Caliche profile formation, Saldanha Bay (South Africa). Sedimentology

24, 657-674. 1977.

KOSIR, A. Microcodium revisited: root calcification products of terrestrial plants on

carbonate-rich substrates. Journal of Sedimentary Research 74, 845-857. 2004.

KUCHENBECKER, M. H., REIS, L.S., FRAGOSO, D. G. C. Caracterização estrutural

e considerações sobre a evolução tectônica da Formação Salitre na porção central da

Bacia de Irecê, norte do Cráton do São Francisco (BA). Geonomos 19 (2) 42-49. 2011.



LACELLE, D., LAURIOL, B., CLARK, I.D. Effect of chemical composition of water

on the oxygen-18 and carbon-13 signature preserved in cryogenic carbonates,Arctic

Canada: implications in paleoclimatic studies. Chemical Geology 234, 1–16. 2006.

LACKA, B., LANCZONT, M., MADEYSKA, T. Oxygen and carbon stable isotope

composition of authigenic carbonates in loess sequences from the Carpathian margin

and Podolia, as a palaeoclimatic record. Quaternary International 198, 136–151. 2009.

LEE, Y.I., HISADA, K., Stable isotopic composition of pedogenic carbonates of the

Early Cretaceous Shimonoseki Subgroup, western Honshu, Japan. Palaeogeography,

Palaeoclimatology, Palaeoecology 153, 127–138. 1999.

LEON Y LEON, C.A. New perspectives in mercury porosimetry. Advances in Colloid

and Interface Science, 76–77, pp. 341–372. 1998.

MACEDO, M. H. F. Les sistémes isotopiques rubidium-strontium et potassium-argon

dans leˆs argiles extraite´s de sediments carbonate´s. Application à la datation du

protérozoique sedimentary du Brésil dans les Etáts de Bahia et Santa Catarina. 1982.

119 p. (Thése presenté a l’Université L. Pasteur pour obtenir le titre de Docteur-

Ingénieur), Strasbourg, France.

MACEDO, M.H.F., BONHOME, M.G. Contribuição à Cronoestratigrafia das

Formações Caboclo, Bebedouro e Salitre na Chapada Diamantina (BA), pelos Métodos

Rb-Sr e K-Ar. Revista Brasileira de.Geoscências. v. 14, (3) p. 153-163. 1984.

MACHEL, H. G. Application of cathodoluminescence to carbonate diagenesis. In:

PAGEL, M., V. BARBIN, P. BLANC, AND D. OHNENSTETTER (eds.);

Cathodoluminescence in Geosciences, Berlin, Springer-Verlag, 2000. pp. 271–301.

MACK, G.H., JAMES, W.C. Control on basin symmetry on fluvial lithofacies, Camp

Rice and Palomas Formation (Plio-Pleistocene), southern Rio Grande rift, USA.

International Association of Sedimentologists Special Publication 17, pp. 439-449.

1993.

MACK, G.H., COLE, D.R., TREVINÕ, L. The distribution and discrimination of

shallow, authigenic carbonate in the Pliocene– Pleistocene Palomas Basin, southern Rio

Grande rift. Geological Society of America Bulletin 112, 643–656. 2000.

MARSHALL, D. J., Cathodoluminescence of Geological Materials, 1988. Boston,

Unwin Hyman.

MISI, A., VEIZER, J. Neoproterozoic carbonate sequences of the Una Group, Irecê

Basin, Brasil: chemostratigraphy, age and correlations. Precambrian Research 89, 87–

100. 1998.

MISI, A., KYLE, J.R.,. Dados Isotópicos de Enxofre em Sulfetos e Sulfatos da Bacia de

Irecê. Contribuição ao conhecimento da gênese das concentrações de sulfatos. In:



SIMPÓSIO REGIONAL DE GEOLOGIA BAHIA-SERGIPE, 1, 1992. Salvador. SBG,

p. 150-151.

MOLINA, A.L. Magnesita en caliches. Sierra de Gádor (Almería). Boletín Geológico y

Minero 99 (2), 262-279. 1988.

NETTERBERG, F. Geology of southern African calcretes: 1. Terminology, description,

macrofeatures and classification. Transactions of the Geological Society of South Africa

83, 255-283. 1980.

NETTLETON, W.D., OLSON, C.G., WYSOCKI, D.A. Paleosol classification:

problems and solutions. Catena 41, 61-92. 2000.

OLIVEIRA, A.I.; LEONARDOS, O.H. Geologia do Brasil. Rio de Janeiro: Comissão

Brasileira do Centenário de Portugal, 1940. 472 p.

PAGEL, M., V. BARBIN, P. BLANC, AND D. OHNENSTETTER (eds.),

Cathodoluminescence in Geosciences, 2000. Berlin, Springer-Verlag.

PENHA, A. E. P. P., O Calcário Caatinga de Ourolândia, Bahia: Feições

Diagnósticas, Gênese e Evolução de um Perfil Calcrete. 1994. (dissertação de

mestrado), Universidade Federal da Bahia. Salvador, Bahia, Brasil.

PEDREIRA, A.J. Seqüências Deposicionais no Pré-Cambriano: Exemplo da Chapada

Diamantina Oriental, Bahia. In: CONG. BRASIL. GEOL., 35, Belém, 1988. Belém.

SBG, (2), p. 648-659.

PEDREIRA, A. J., ARCANJO, B. A., PEDROZA, C. J., OLIVEIRA, J. E., SILVA, B.

C., Projeto Bahia - Geologia da Chapada Diamantina. CPRM. Ministério das Minas e

Energia. Repúplica Federativa do Brasil. 1975. Brasília – DF.

PEDREIRA, A. J., ROCHA, A. J. D., GUIMARÃES, J. T., MORAIS FILHO, J.,

BONFIM, L. F. C., Tesch, N.,. Folha SC. 24-Y-C-Irecê. Carta geológica 1:100.000.

Projeto Bacia de Irecê-CPRM-CBPM, 1985. Salvador–BA.

PEDREIRA, A.J. ROCHA, A.J.D., COSTA, I.V.G., MORAES FILHO, J.C. Projeto

Bacia de Irecê II. Relatório final. 1987. Salvador: CPRM,

PFLUG, R., RENGER, F., Estratigrafia e Evolução Geológica da Margem Sudoeste do

Cráton Sanfranciscano. In: CONG. BRAS. GEOL., 27, 1973. Aracaju, v.2, p.5-22.

PHILLIPS, S.E., SELF, P.G. Morphology, crystallography and origin of needle-fibre

calcite in Quaternary pedogenic carbonates of South Australia. Australian Journal Soil

Research 25, 429-444. 1987.

PODWOJEWSKI, P. The occurrence and interpretation of carbonate and sulphate

minerals in a sequence of Vertisols in New Caledonia. Geoderma 65, 223-248. 1995.



PORTSMOUTH, R.L. & GLADDEN, L.F. Determination of pore connectivity by

mercury porosimetry. Chemical Engineering Science, Vol. 46 (12), pp. 3023-3036.

1991.

PREZBINDOWSKI, D. R. Microsampling technique for stable isotopic analyses of

carbonates. Journal of Sedimentary Petrology, v. 50, p. 643-644. 1980.

QUADE, J., CERLING, T.E., BOWMAN, J.R. Systematic variations in the carbon and

oxygen isotopic composition of pedogenic carbonate along elevation transects in the

southern Great Basin, United States. Geological Society of America Bulletin 101, 464–

475. 1989.

RENFORTH, P., MANNING, D.A.C., LOPEZ-CAPEL, E., Carbonate precipitation in

artificial soils as a sink for atmospheric carbon dioxide. Applied Geochemistry 24,

1757–1764. 2009.

RETALLACK, G.J. Classification of paleosols: discussion. Geological Society of

America Bulletin 105, 1635-1637. 1993.

RICHE, G., RAMBAUD, D., RIERA, M. Étude morphologique d’un encroûtement

calcaire Région d’Irecê, Bahia, Bresil. Cah ORSTM, sér. Pédol. Vol 19-3, p 257-270.

1982.

RICHTER, D. K., TH. GOTTE, J. GOTZE, AND R. D. NEUSER, Progress in

application of cathodoluminescence (CL) in sedimentary petrology. Mineralogy and

Petrology, 79, 127–66. 2003.

ROCHA G. M. F., DOMINGUEZ, J. M. L. As fases de deformação brasiliana atuantes

nos Supergrupos Espinhaço e São Francisco no estado da Bahia. ANAIS II SIMPÓSIO

SOBRE O CRÁTON SÃO FRANCISCO - EVOLUÇÃO TECTÔNICA E

METALOGENÉTICA, 1993. p. 200-204.

RODRÍGUEZ, F. Y GARCÍA, P. Porosimetría por intrusión de mercurio: Fundamentos

de la técnica y aplicación a la caracterización microestructural de hormigones.

Ingeniería Civil (97), pp. 21-37. 1995

RYSKOV, Y.G., DEMKIN, V.A., OLEYNIK, S.A., RYSKOVA, E.A. Dynamics of

pedogenic carbonate for the last 5000 years and its role as a buffer reservoir for

atmospheric carbon dioxide in soils of Russia. Global and Planetary Change 61, 63–69.

2008.

SALOMONS, W., GOUDIE, A., MOOK, W.G. Isotopic composition of calcrete

deposits from Europe, Africa and India. Earth Surface Processes 3, 43– 57. 1978.

SALOMONS, W., MOOK, W.G. Isotope geochemistry of carbonates in the weathering

zone. In: Fritz, P., Fontes, J.Ch. (Eds.), Handbook of Environmental Isotope

Geochemistry, vol. 2. Elsevier, Amsterdam, pp. 239–269. 1986.



SAMPAIO, A. R.; SANTOS, R. A.; ROCHA, A. J. D.; GUIMARÃES, J. T.; NEVES, J.

P. Programa levantamentos geológicos básicos do Brasil. Jacobina, folha SC-24-Y-C,

estado da Bahia. Brasília: CPRM, 2001. 116 p.

SANTIAGO, C. Revisión y actualización de procedimientos de

ensayos geotécnicos. La porosimetría de mercurio. Fundamentos físicos,

estado del arte, normativa, descripción del equipo y procedimento

experimental, Internal Report. 2008. Madrid. CEDEX: 81-308-0-001, 53 p.

SCHOLLE, P. A., ULMER-SCHOLLE, D. S. A Color Guide to the Petrography of

Carbonate Rocks: Grains, Textures, Porosity, Diagenesis, AAPG Memoir 77. 474 pp.

2003.

SEMENIUK, V., MEAGHER, T.D. The geomorphology and surface processes of

theAustralind-Leschenault Inlet coastal area. Journal of the Royal Society of Western

Australia 64, 33-51. 1981.

SMITH, J. V. AND R. C. STENSTROM. Electron-excited luminescence as a petrologic

tool. Journal of Geology, 73, 627–35. 1965.

SOUZA, S. L., BRITO, P. C. R., SILVA, R. W. S. Estratigrafia, Sedimentologia e

Recursos Minerais da Formação Salitre na Bacia de Irecê, Bahia. CBPM Série Arquivos

Abertos 2: 36p. 1993. Salvador,

SIPPEL, R.F. Simple device for luminescence petrography. AIP Review of Scientific

Instruments 36, 556–558. 1965.

SIPPEL, R. F. Sandstone petrology, evidence from luminescence petrography. Journal

of Sedimentary Petrology, 38, 530–54. 1968.

SUGUIO, K., BARCELOS, J. H., MATSUI, E. Significados paleoclimáticos e

paleoambientais das rochas calcárias da Formação Caatinga (BA) e do Grupo Bauru

(MG/SP). ANAIS XXXI CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA. 1980. 1, 607-

617.

SUSSENBERGER, A., BRITO NEVES, B.B., WEMMER, K. Dating low-grade

metamorphism of the Espinhaço Supergroup in the Chapada Diamantina (Bahia, NE

Brazil): a K/Ar fine-fraction study. Brazilian Journal of Geology, 44 (2): 207-220,

2014.

TALMA, A.S., NETTERBERG, F. Stable isotope abundances in calcretes. In:

WILSON, R.C.L. (Ed.), Residual Deposits: Surface Related Weathering Processes

and Materials. Geological Society London, Special Publication, vol. 11. Blackwell,

Oxford, 1983. pp. 221– 233.

https://www.google.com.br/search?tbo=p&tbm=bks&q=inauthor:%22Peter+A.+Scholle%22

https://www.google.com.br/search?tbo=p&tbm=bks&q=inauthor:%22Dana+S.+Ulmer-Scholle%22



TORQUATO, J. R. F., MISI, A. Medidas isotópicas de carbono e oxigênio em

carbonatos do Grupo Bambui na região centro norte do Estado da Bahia. Revista

Brasileira de Geociências 7, 14–24. 1977.

TRINDADE, R.I.F., D’AGRELLA-FILHO, M., BABINSKI, M., NEVES, B.B.

Paleomagnetism and geochronology of the Bebedouro cap carbonate: evidence for

continental scale Cambrian remagnetization in the São Francisco Craton, Brazil.

Precambrian Research 128, 83-103. 2004.

TUCKER, M. E., WRIGHT, V. P. Carbonate Sedimentology. Blackwell Science Ltd.

Great Britain. 1990.

VERRECCHIA, E.P., VERRECCHIA, K.E., Needle-fiber calcite: a critical review and

a proposed classification. Journal of Sedimentary Research A64, 650-664. 1994.

VERRECCHIA, E.P., FREYTET, P., VERRECCHIA, K.E., DUMONT, J.L.

Spherulites in calcrete laminar crusts: biogenic CaCO3 precipitation as a major

contributor to crust formation. Journal of Sedimentary Research A65, 690-700. 1995.

WASHBURN, E.W. Note on a method of determining the distribution of pore sizes in a

porous material. Proceedings of the National Academy of Sciences USA, 7, pp. 115–

116. 1921.

WRIGHT, V.P. Estimating rates of calcrete formation and sediment accretion in ancient

alluvial deposits. Geological Magazine 127, 273-276. 1990.

WRIGHT, V.P. Paleosols in shallow marine carbonate sequences. Earth-Science

Reviews 35, 367-395. 1994.

WRIGHT, V.P., Calcretes. In: NASH, D., MCLAREN, S. (Eds), Geochemical

Sediments and Landscapes. Wiley-Blackwell, Oxford, UK, 2007. pp. 10-45.

WRIGHT, V.P., PEETERS, C. Origins of some early Carboniferous calcrete fabrics

revealed by cathodoluminescence: implications for interpreting the sites of calcrete

formation. Sedimentary Geology 65, 345-353. 1989.

WRIGHT, V.P., TUCKER, M.E. Calcretes: an introduction. In: WRIGHT, V. P.,

TUCKER, M. E. (EDS), Calcretes. IAS Reprint Series, Vol. 2. Blackwell Scientific

Publications, 1991. Oxford, pp. 1-22

WRIGHT, V.P., ALONSO-ZARZA, A.M. Significado de la composicíon isotópica

(δ18

O y δ13

C) en paleosuelos carbonatados. Mioceno de la Cuenca de Madrid.

Geogaceta 11, 61– 63. 1992.

Anexo 1. Análises de difratometria de raios-X (DRX)


Anexos



Anexo 1

Análises de difratometria de raios-X (DRX)



Amostra IP 1C. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.

Amostra IP 1D. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.



Amostra IP 2. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.

Amostra IP8A. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.



Amostra IP9. Calcrete Caatinga.

Amostra IP12-C. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.



Amostra IP 16.1. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.





Amostra IP 16B. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.



Amostra IP 19A. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.

Amostra IP 19I. Mudstone da Formação Salitre.



Amostra IP 19L. Mudstone da Formação Salitre.

Amostra IP 19O. Mudstone da Formação Salitre.




Amostra IP 19-2. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.




Amostra IP 20D. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.



Amostra IP 21B. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.




Amostra IP 23B. Mudstone da Formação Salitre.

Amostra IP 25A. Mudstone da Formação Salitre.



Amostra IP 28. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.

Amostra IP 29. Mudstone da Formação Salitre.



Amostra IP 33A. Mudstone da Formação Salitre na zona de dano.

Amostra IP 33B. Mudstone da Formação Salitre.

Anexo 2. Análises de espectrometria de energia dispersiva de raios-X (EDS)


Anexo 2

Análises de espectrometria de energia dispersiva

de raios-X (EDS)



Amostra IP 1C

Mudstone da Formação Salitre na zona de falha.



Amostra IP 1D. Mudstone na zona de dano.



Amostra 2B

Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.



Amostra IP 8




Amostra IP 9

Calcrete Caatinga.



Amostra IP 12C. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.



Amostra IP 16.1-2




Amostra IP 16.1 – 4




Amostra IP 16.1 – 5




Amostra IP 16B




Amostra IP 19I




Amostra IP 19O

Mudstone da Formação Salitre.



Amostra IP 19.2




Amostra IP 19.3




Amostra IP 19A




Amostra IP 19L




Amostra IP 23A




Amostra IP 25A




Amostra IP 28




Amostra IP 33A




Amostra IP 36




Amostra IP 40


Anexo 3. Distribuição dos tamanhos dos poros


Anexo 3

Distribuição dos tamanhos dos poros



Amostra IP 1B – Mudstone na zona de dano.





Amostra IP 12D. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.



Amostra IP 15C. Mudstone da Formação Salitre.




Amostra IP 20E. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.




Amostra IP 20E. Calcrete pedogênico associado a falhas e acamamentos.

Amostra WCA 10. Calcrete Caatinga.

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