TAFOFÁCIES DA FORMAÇÃO CABEÇAS, DEVONIANO DA BACIA DO PARNAÍBA, PIAUÍ. Luiza Corral Martins de Oliveira Ponciano

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1 Universidade Federal do Rio de Janeiro TAFOFÁCIES DA FORMAÇÃO CABEÇAS, DEVONIANO DA BACIA DO PARNAÍBA, PIAUÍ Dissertação de Mestrado Luiza Corral Martins de Oliveira Ponciano Luiza Corral Martins de Oliveira Ponciano V. PPGL IGEO UFRJ 9 9

2 UFRJ TAFOFÁCIES DA FORMAÇÃO CABEÇAS, DEVONIANO DA BACIA DO PARNAÍBA, PIAUÍ Luiza Corral Martins de Oliveira Ponciano Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro UFRJ, como requisito necessário à obtenção do grau de Mestre em Ciências (Geologia). Orientadores: Vera Maria Medina da Fonseca Deusana Maria da Costa Machado Rio de Janeiro Fevereiro de 9

3 UFRJ TAFOFÁCIES DA FORMAÇÃO CABEÇAS, DEVONIANO DA BACIA DO PARNAÍBA, PIAUÍ Luiza Corral Martins de Oliveira Ponciano Orientadores: Vera Maria Medina da Fonseca Deusana Maria da Costa Machado Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro UFRJ, como parte dos requisitos necessários à obtenção do título de Mestre em Ciências (Geologia). Aprovada por: Presidente: ANTONIO CARLOS SEQUEIRA FERNANDES (MUSEU NACIONAL/UFRJ) JOSÉ HENRIQUE GONÇALVES DE MELO (PETROBRAS) LEONARDO FONSECA BORGHI DE ALMEIDA (IGEO/UFRJ) Rio de Janeiro Fevereiro de 9

4 FICHA CATALOGRÁFICA Ponciano, Luiza Corral Martins de Oliveira Tafofácies da Formação Cabeças, Devoniano da Bacia do Parnaíba, Piauí. Rio de Janeiro 9. p. 9,7 cm (Instituto de Geociências UFRJ, M.Sc., Programa de Pós-Graduação em Geologia, 9). Dissertação Universidade Federal do Rio de Janeiro, realizada no Instituto de Geociências.. Tafofácies. Formação Cabeças 3. Devoniano 4. Membro Passagem 5. Bacia do Parnaíba I IGEO/UFRJ II - Título (Série)

5 A toda a minha família, em especial a Maria Aparecida Martins, Jorge Corral de Oliveira e André Ricardo Ribeiro Ponciano, por todo o estímulo e suporte que sempre me dedicaram.

6 AGRADECIMENTOS Gostaria de expressar meus sinceros agradecimentos a todos aqueles que me acompanharam e participaram direta ou indiretamente do desenvolvimento desta dissertação, durante os últimos anos. À Prof. Dra. Vera Maria Medina da Fonseca, pela orientação e por todo seu apoio e compreensão, além das profícuas discussões, que muito me auxiliaram nas interpretações realizadas no presente trabalho. À Prof. Dra. Deusana Maria da Costa Machado, pela orientação e por me apresentar ao mundo da Paleontologia, além de seu suporte nos trabalhos de campo no Piauí e na infra-estrutura para a preparação dos blocos coletados, assim como à toda equipe de seu laboratório, pelo auxílio na coleta dos blocos da Formação Cabeças, especialmente à Aline Rocha de Souza. Ao Dr. José Henrique Gonçalves de Melo, pelo incentivo, fornecimento de preciosas informações e esclarecimento de diversas dúvidas sobre a Formação Cabeças, através de suas extraordinárias cadernetas de campo, fotos e informações verbais. A todos os professores da Pós-graduação em Geologia/UFRJ, principalmente ao Prof. Dr. Cláudio Limeira Mello, pela disponibilidade para a discussão de assuntos geológicos e por ter me proporcionado diversas oportunidades de participar dos trabalhos de campo junto com seus alunos. Ao Prof. Dr. Marcello Guimarães Simões, pela inspiração que a apresentação de seus trabalhos no Congresso Argentino de Paleontologia em 6 representou para a escolha do tema desta dissertação. A todos os componentes do Departamento de Geologia e Paleontologia do Museu Nacional/UFRJ, principalmente ao Prof. Dr. Antonio Carlos Sequeira Fernandes, a Prof. M.Sc. Vanessa Francisco Gomes Souza, ao Prof. M.Sc. Cleber Fernandes da Silva e ao Prof. M.Sc. Sandro Marcelo Scheffler, pelas produtivas discussões paleontológicas. A Prof. Ísis Gama Medeiros Alves, pelo auxílio na confecção dos perfis no Corel e pelo companheirismo em todos os trabalhos de campo realizados em conjunto.

7 "O valor das coisas não está no tempo que elas duram, mas na intensidade com que acontecem. Por isso, existem momentos inesquecíveis, coisas inexplicáveis e pessoas incomparáveis. Fernando Pessoa Se apenas houvesse uma única verdade, não poderiam pintar-se cem telas sobre o mesmo tema. Pablo Picasso

8 RESUMO TAFOFÁCIES DA FORMAÇÃO CABEÇAS, DEVONIANO DA BACIA DO PARNAÍBA, PIAUÍ Luiza Corral Martins de Oliveira Ponciano Orientadores: Vera Maria Medina da Fonseca Deusana Maria da Costa Machado Resumo da Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro UFRJ, como parte dos requisitos necessários à obtenção do título de Mestre em Ciências (Geologia). Os atributos tafonômicos das concentrações de macroinvertebrados da Formação Cabeças (Givetiano - neofameniano), dominadas por braquiópodes, são descritos pela primeira vez no presente estudo. Estas estão restritas à sua porção basal, o Membro Passagem (Givetiano), onde predominam lobos sigmoidais intercalados a arenitos com estratificação cruzada hummocky, somente na borda leste da Bacia do Parnaíba. Três tafofácies foram identificadas e caracterizadas, a partir de análises qualitativas e quantitativas das assinaturas tafonômicas, apresentadas pelos macroinvertebrados e fragmentos vegetais de afloramentos dos arredores das cidades de Pimenteiras (Oiti) e Picos (km 35), no Estado do Piauí. A gênese das concentrações fossilíferas das três tafofácies relaciona-se a correntes de turbidez de águas rasas, originadas em um sistema flúvio-deltaico adentrando um paleoambiente marinho raso. As tafofácies e refletem períodos de taxa de sedimentação baixa a intermediária, quando predominaram os processos tafonômicos de fundo, associados a inundações fluviais. Estes teriam sido interrompidos por eventos episódicos de tempestades, que originaram a tafofácies 3. As assinaturas tafonômicas das tafofácies e caracterizam um ambiente mais proximal, interpretado como a região da barra de embocadura de um sistema flúviodeltaico influenciado por inundações. A deposição da tafofácies 3 teria ocorrido num contexto mais distal, porém ainda marinho raso, caracterizando tempestitos proximais. A análise combinada das tafofácies e da composição da fauna corrobora a interpretação de que os depósitos do Membro Passagem, na borda leste da Bacia do Parnaíba, representariam a parte distal da barra de embocadura de um sistema flúvio-deltaico influenciado por inundações. Palavras-chave: Tafofácies, Formação Cabeças, Membro Passagem, Devoniano, Bacia do Parnaíba.

9 ABSTRACT TAPHOFACIES ANALYSIS OF THE CABEÇAS FORMATION, DEVONIAN OF THE PARNAÍBA BASIN, PIAUÍ Luiza Corral Martins de Oliveira Ponciano Orientadores: Vera Maria Medina da Fonseca Deusana Maria da Costa Machado Abstract da Dissertação de Mestrado submetida ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro UFRJ, como parte dos requisitos necessários à obtenção do título de Mestre em Ciências (Geologia). Taphonomic attributes of brachiopod-dominated macroinvertebrate assemblages from the Cabeças Formation (Givetian late Famennian) are first described in the present study. Fossils are restricted to the formation s lowest part, the Passagem Member (of Givetian age), which consists mostly of sigmoidal-shaped sandstone lobes and interbedded hummocky cross-stratified beds, and is only recognized in the eastern border of the Parnaíba Basin. Three taphofacies have been identified and characterized on the basis of qualitative and quantitative analyses of taphonomic signatures of macroinvertebrates and plant cuticles, in outcrops near the villages of Pimenteiras (Oiti) and Picos (km 35), in State of Piauí. Their origin is related to shallow-water turbidity currents in a fluvio-deltaic system, associated with a stormdominated shallow marine paleoenvironment. Taphofacies and suggest low to intermediate sedimentation rates, and the prevalence of background taphonomic processes, associated with river floods. Episodic sedimentation events, such as storms, could have originated taphofacies 3. Taphonomic signatures of taphofacies and characterize a proximal paleoenvironment, interpreted herein as the mouth-bar deposits of a flood dominated fluvio-deltaic system. Deposition of taphofacies 3 probably took place distally from the former two, but still in a shallow marine paleoenvironment, originating nearshore tempestites. The integrated analysis of taphofacies and faunal composition of fossil assemblages corroborates the interpretation of the Passagem Member as the distal mouth-bar deposits of a flooddominated fluvio-deltaic system. Key-Words: Taphofacies analysis, Cabeças Formation, Passagem Member, Devonian, Parnaíba Basin.

10 SUMÁRIO INTRODUÇÃO OBJETIVOS 3 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO 3 4 MATERIAL E MÉTODO 6 4. TRABALHO DE CAMPO 6 4. TRABALHO DE LABORATÓRIO 8 5 BACIA DO PARNAÍBA 4 6 FORMAÇÃO CABEÇAS 8 6. HISTÓRICO DA NOMENCLATURA ESTRATIGRÁFICA 8 6. CARACTERÍSTICAS LITOLÓGICAS RELAÇÕES DE CONTATO ESPESSURA E DISTRIBUIÇÃO PALEOAMBIENTES DE SEDIMENTAÇÃO CONTEXTO DA ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS CONTEÚDO MACROFOSSILÍFERO CONTEXTO PALEOBIOGEOGRÁFICO CONTEXTO BIOESTRATIGRÁFICO E IDADE 5 7 FUNDAMENTOS CONCEITUAIS TAFOFÁCIES Definição Aplicações da análise de tafofácies Conceitos utilizados Limitações da análise de tafofácies 57

11 8 CARACTERIZAÇÃO DAS TAFOFÁCIES TAFOFÁCIES 6 8. TAFOFÁCIES TAFOFÁCIES DISCUSSÃO SUBSÍDIOS DA TAFONOMIA À INTERPRETAÇÃO PALEOAMBIENTAL DO MEMBRO PASSAGEM INTERPRETAÇÃO PALEOECOLÓGICA 86 CONCLUSÕES 9 REFERÊNCIAS 93

12 INTRODUÇÃO A Formação Cabeças e sua fauna de invertebrados marinhos já foram objeto de estudos estratigráficos, sistemáticos, paleobiogeográficos e paleoecológicos. Entretanto, até o momento nenhum estudo havia enfocado os aspectos tafonômicos dos seus macrofósseis, representados por braquiópodes, biválvios, trilobitas, tentaculitídeos, belerofontídeos e crinoides, assim como fragmentos de algas e vegetais continentais. Além disso, os fósseis em questão constituem uma das faunas devonianas mais deficientes em estudos dentre as bacias paleozóicas brasileiras, apesar de serem conhecidos desde meados do século XX. A partir de análises preliminares de dois afloramentos da Formação Cabeças (nos arredores de Pimenteiras e Picos, PI), que se destacam daqueles que lhes são homócronos pelo grau de concentração e qualidade do registro fossilífero, foram observadas variações na distribuição das concentrações fossilíferas e de suas assinaturas tafonômicas, de acordo com a posição estratigráfica. Speyer e Brett (986) propuseram o conceito de tafofácies para designar fácies sedimentares definidas com base nas suas características tafonômicas diagnósticas. Consistem em conjuntos de rochas sedimentares caracterizados por combinações particulares de feições de preservação dos fósseis nelas contidos (BRETT; BAIRD, 986), que permitem uma interpretação dos processos e paleoambientes de sedimentação (SPEYER; BRETT, 988). Assim sendo, os diferentes modos de preservação e o posicionamento estratigráfico dos fósseis, associados com as estruturas sedimentares dos afloramentos, podem ser utilizados para caracterizar tafofácies e elucidar a gênese das concentrações fossilíferas do Membro Passagem, na base da Formação Cabeças. Os depósitos da Formação Cabeças indicam um contexto de sedimentação episódica, associado frequentemente a correntes geradas por tempestades e correntes de maré (DELLA FÁVERA, 99; FREITAS, 99). Porém, sua origem também poderia estar relacionada a correntes de densidade geradas por inundações fluviais (DELLA FÁVERA, ; PONCIANO; DELLA FÁVERA, 8). Deste modo, a caracterização de tafofácies na Formação Cabeças, realizada de modo

13 independente da análise de litofácies, pode auxiliar no refinamento do paleoambiente deposicional deltaico a marinho raso inferido para a mesma (VAZ et al., 7). A presente análise das assinaturas tafonômicas também pode fornecer os primeiros dados para uma tafocorrelação entre os raros afloramentos fossilíferos da Formação Cabeças registrados até o presente. Apesar deste intervalo fossilífero do Membro Passagem ser conhecido atualmente em somente cinco localidades piauienses da Bacia do Parnaíba (arredores de Pimenteiras, Picos, São José do Piauí, São Miguel do Tapuio e Pedro II), a extensão mínima inferida para o mesmo, a julgar pela localização destes afloramentos, seria superior a 4 km.

14 OBJETIVOS Os objetivos desta dissertação consistem em caracterizar tafofácies presentes no intervalo fossilífero da Formação Cabeças (Membro Passagem), na borda leste da Bacia do Parnaíba. A pesquisa baseia-se na análise qualitativa e quantitativa das assinaturas tafonômicas apresentadas pelos macroinvertebrados e fragmentos vegetais dos afloramentos Oiti e km 35, no Estado do Piauí. Estes dados tafonômicos serão integrados com informações sedimentológicas, estratigráficas e taxonômicas atualizadas, a fim de elucidar a gênese das concentrações fossilíferas do Membro Passagem. Pretende-se, além disso, refinar a interpretação do paleoambiente deposicional e a reconstituição paleoecológica da concentração de macroinvertebrados da base da citada formação, na região em estudo.

15 3 3 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO Os afloramentos analisados estão localizados na borda leste da Bacia do Parnaíba, Estado do Piauí (Figura ), e são aqui denominados: Afloramento Oiti (Figuras e 3) - situado no Estado do Piauí, região sudoeste do município de Pimenteiras, numa curva da estrada de terra em direção ao povoado de Oiti, a 8 m do entroncamento desta com a estrada Valença do Piauí Pimenteiras e a cerca de 7 km da prefeitura de Valença do Piauí. As coordenadas do local, tomadas por GPS, são 6 o S e 4 o W, datum Córrego Alegre. Afloramento km 35 (Figuras e 4) localizado no Estado do Piauí, na região urbana do município de Picos, numa curva da Br-36 (Picos-Teresina) a cerca de 5 km do trevo de Picos em direção a Oeiras, a 5 m do asfalto, dentro de uma propriedade particular, do lado direito da pista. Provavelmente corresponde ao antigo afloramento do km 5,5 da estrada Picos-Oeiras, localidade clássica de Kegel (953). As coordenadas do local, tomadas por GPS, são 7º S e 4º W, datum Córrego Alegre.

16 4 Figura - Localização dos afloramentos Oiti (Pimenteiras) e km 35 (Picos), na borda leste da Bacia do Parnaíba. O retângulo vermelho e as setas indicam a área de estudo (modificado de SANTOS; CARVALHO, 4). Figura Mapa rodoviário do Piauí, com a localização detalhada dos afloramentos Oiti (Pimenteiras) e km 35 (Picos).

17 5 Figura 3 Aspecto de campo do afloramento Oiti. Figura 4 Aspecto de campo do afloramento km 35.

18 6 4 MATERIAL E MÉTODO 4. TRABALHO DE CAMPO O material utilizado nesta dissertação foi coletado durante os trabalhos de campo realizados pela equipe do Laboratório de Estudos de Comunidades Paleozóicas (LECP/UNIRIO) em agosto de 5, agosto de 7 e maio de 8. Totaliza cerca de 9 kg de blocos de rocha dos afloramentos Oiti e km 35, atualmente depositados na coleção científica do LECP/UNIRIO e no Departamento de Geologia e Paleontologia do Museu Nacional/UFRJ. Nos trabalhos de campo de 7 e 8, os níveis fossilíferos, observados em 5 nos afloramentos Oiti e km 35, foram posicionados em perfis estratigráficos (Figuras 8 e 9), e os blocos coletados de acordo com a ordem de empilhamento dos níveis fossilíferos, da base para o topo. Estes blocos não foram fragmentados no campo, para permitir uma melhor avaliação das assinaturas tafonômicas durante sua preparação mais detalhada em laboratório. A coleta dos blocos foi realizada de acordo com as seguintes etapas: () Análise da geometria estratal do depósito, estruturas sedimentares, granulometria, composição e coloração dos sedimentos; () Confecção dos perfis estratigráficos dos afloramentos, posicionando os intervalos com macrofósseis; (3) Seleção de áreas de cerca de m na superfície do afloramento, onde foram coletados blocos com as orientações de topo, base e azimutais, utilizando-se bússola, trenas, martelos pneumáticos e um gerador elétrico (Figuras 5 e 6); (4) Identificação dos blocos e do posicionamento dos mesmos no perfil estratigráfico de cada afloramento, seguidos do transporte e armazenamento em coleções das instituições supracitadas.

19 7 Figura 5 Preparação para a coleta de material em depósito fossilífero do Membro Passagem (afloramento Oiti, PI), estando marcadas as orientações de topo, base e azimutais em cada bloco. As setas indicam o Norte. Figura 6 Coleta dos blocos previamente orientados utilizando-se martelos pneumáticos e gerador elétrico, afloramento Oiti, PI.

20 8 4. TRABALHO DE LABORATÓRIO Todos os macroinvertebrados analisados estão preservados somente na forma de moldes, internos ou externos, simples ou compostos, normalmente cobertos por uma película de óxido de ferro. Este tipo de preservação, além da predominância de moldes internos, limitou a escolha das assinaturas tafonômicas a serem utilizadas na presente caracterização de tafofácies. Assim sendo, as assinaturas consideradas como as mais adequadas para os bioclastos da Formação Cabeças foram: os graus de articulação e de fragmentação, o posicionamento da concavidade dos bioclastos, a proporção relativa entre as diferentes valvas (ventrais/dorsais e direitas/esquerdas), a presença de incrustação, o estado das bordas dos bioclastos e a distribuição dos mesmos na matriz (em planta e em seção). A escolha das assinaturas também foi baseada em trabalhos que indicaram o grau de fragmentação e de articulação como as assinaturas tafonômicas mais consistentes para a análise de tafofácies (ROTHFUS, 4). O posicionamento da concavidade, a distribuição dos bioclastos na matriz, o grau de interações biológicas, o estado das bordas e a razão entre as valvas ventrais e dorsais de braquiópodes também são assinalados como assinaturas relevantes em outros estudos tafonômicos (KIDWELL et al., ; YESARES-GARCÍA; AGUIRRE, 4). O grau de fragmentação ( = fragmentação ausente ou mais de 9 % do bioclasto preservado; = entre % e 9 % do bioclasto preservado e = menos de % do bioclasto preservado) divide os bioclastos em inteiros (), fragmentos maiores () e fragmentos menores (), segundo Davies et al. (989) e Callender et al. (99). Os fragmentos menores do que 4 mm foram analisados quantitativamente de dois modos (associados com o restante dos bioclastos e depois excluídos da concentração fossilífera), com as percentagens calculadas separadamente. Justificase tal procedimento porque estes fragmentos apresentam características tafonômicas distintas, que podem alterar a distribuição das percentagens das assinaturas. A classificação da distribuição dos bioclastos na matriz em seção foi considerada como concordante ( o inclinação 3 o ), oblíqua (3 o < inclinação 6 o ) e perpendicular (6 o < inclinação 9 o ), segundo Kidwell et al. (986). A

21 9 distribuição dos bioclastos na matriz em planta foi classificada como polimodal (), unimodal () ou bimodal (). Alternativamente, nos blocos onde os fósseis mais adequados para este tipo de análise (tentaculitídeos) estavam melhor preservados, foi anotada a orientação (NW, N, E,...) indicada pela extremidade de cada concha. A incrustação foi codificada somente como presente ou ausente devido ao possível tendenciamento que a utilização de percentagens da área total da superfície da concha (coberta por restos esqueletais potencialmente preserváveis de epibiontes) poderia causar, pela grande quantidade de fragmentos. O estado das bordas dos bioclastos foi codificado em três classes: bordas sem modificações aparentes (), bordas angulosas () e bordas arredondadas (), adaptado de Callender et al. (99). A descrição qualitativa das concentrações fossilíferas quanto ao grau de empacotamento (densamente empacotado, fracamente empacotado ou disperso), grau de seleção (bem selecionada, moderadamente selecionada e mal selecionada), geometria (pavimento, cordão, lente, aglomerado ou camada), e estrutura interna (simples ou complexa) foi realizada de acordo com as propostas de Kidwell et al. (986) e Kidwell e Holland (99). Na metodologia do presente trabalho também foi utilizada a proposta de Kidwell et al. (), que sugeriu a padronização das técnicas de coleta e análise dos dados, com as seguintes recomendações: () análise das concentrações fossilíferas por classes de tamanho, separando os bioclastos maiores que 4 mm daqueles entre e 4 mm, pois as frações menores aparentam perfis de danos menos expressivos que os demais tamanhos; () inclusão de todos os elementos fossilíferos na análise, contemplando todos os fragmentos e o material indistinto; (3) registro independente de cada assinatura tafonômica; (4) coleta de amostras contendo mais de 5 espécimes em cada sítio. As assinaturas tafonômicas discutidas acima permitiram a confecção de um quadro com a codificação das categorias de valores atribuídas a cada assinatura (Quadro ), a fim de padronizar as tabelas para a análise quantitativa das tafofácies. Cinco tipos de tabelas foram preparadas, de acordo com os grupos taxonômicos observados (braquiópodes, biválvios, trilobitas, tentaculitídeos e belerofontídeos). Todos os táxons identificados nos afloramentos analisados foram incluídos na

22 análise quantitativa, a fim de se evitar possíveis tendenciamentos devido à utilização de grupos taxonômicos isolados (BEST; KIDWELL, a,b). Somente os crinoides e fragmentos vegetais foram excluídos desta parte da análise. Os restos esqueletais de crinoides não foram utilizados na análise quantitativa devido ao seu tamanho diminuto, baixa frequência nas concentrações fossilíferas e escassez de dados tafonômicos sobre este grupo, tendo sidos registrados apenas na análise qualitativa, realizada paralelamente à preparação dos blocos. Os fragmentos de cutícula vegetal também ficaram restritos à análise qualitativa, pois apesar de serem abundantes, o volume de blocos coletados com este tipo de material foi menor do que o dos níveis com macroinvertebrados, o que poderia causar tendenciamentos. Os dados tafonômicos analisados no presente estudo foram coletados por somente um operador, a fim de evitar a introdução de inconsistência aos dados. A preparação dos blocos no laboratório seguiu a seguinte ordem: () Descrição preliminar dos blocos, com a análise da granulometria, composição litológica, coloração e estruturas sedimentares, além da localização dos níveis fossilíferos (geralmente associados aos intraclastos de argila), e descrição das concentrações fossilíferas de acordo com as terminologias propostas por Kidwell et al. (986) e Kidwell e Holland (99); () Fraturamento horizontal dos blocos em intervalos de a cm (de acordo com o grau de empacotamento dos níveis fossilíferos), para a análise das assinaturas tafonômicas. Concomitantemente, foi realizada a identificação dos bioclastos em nível de espécie, gênero ou níveis taxonômicos mais elevados; a mensuração dos restos esqueletais com paquímetro digital, e a classificação dos mesmos em classes de tamanho e de paleoautoecologia. Todos os dados foram registrados em tabelas de codificação das assinaturas tafonômicas, de acordo com o grupo taxonômico. (3) Preparação mecânica dos bioclastos encobertos pelo sedimento em cada nível dos intervalos fossilíferos, com caneta pneumática de ar comprimido, acompanhada de registro fotográfico dos níveis fossilíferos antes e após o processo de preparação. Todos os bioclastos tiveram seu entorno preparado para a confirmação de seu real estado de fragmentação e articulação (Figura 7).

23 (4) Adição dos novos exemplares revelados pela preparação nas tabelas de codificação das assinaturas tafonômicas; (5) Fraturamento vertical dos blocos, com talhadeira e martelo, para a confirmação dos dados sobre a distribuição vertical dos fósseis e seu grau de articulação e empacotamento. As seções verticais foram realizadas somente após as horizontais, e os bioclastos cujo entorno não estava completamente visível não foram incluídos. Nestes casos, quando outro nível fossilífero foi identificado, procedeu-se novamente o fraturamento horizontal para a exposição dos bioclastos, retornando às análises citadas acima. Figura 7 - Preparação mecânica dos bioclastos encobertos pelo sedimento em cada nível dos intervalos fossilíferos, com caneta pneumática de ar comprimido, para a análise das assinaturas tafonômicas. Para o seccionamento vertical, tentou-se também a utilização de uma serra de corte elétrica, mas este método não se revelou adequado para o material analisado. O uso da serra danifica os moldes e dificulta ainda mais a visualização da distribuição vertical dos mesmos, além de causar a destruição de fósseis bem preservados durante o corte vertical, se este for realizado antes do horizontal.

24 Após o término da preparação dos blocos e coleta dos dados das assinaturas tafonômicas, as tabelas de codificação das assinaturas foram transcritas para o programa Microsoft Office Excel 3. Neste programa, foram calculados os percentuais dos valores de cada categoria das assinaturas tafonômicas de cada afloramento, tanto para cada grupo taxonômico separadamente como para o total da concentração fossilífera, além da inclusão ou exclusão dos fragmentos menores que 4 mm. Todos estes dados estão resumidos nas tabelas a (páginas 6 a 79). A distribuição percentual das assinaturas foi mantida com os valores originais, sem o cálculo de valores médios, pois a exposição dos dados de todas as categorias de valores para cada assinatura tafonômica é tida como superior à média dos mesmos (KIDWELL et al., ).

25 3 Quadro - Codificação das assinaturas tafonômicas utilizadas para a caracterização de tafofácies, citadas nas tabelas a. Assinaturas tafonômicas e siglas utilizadas nas tabelas Tipo de valva (utilizado para braquiópodes e biválvios) - TV Intervalo de valores atribuídos Significado das codificações = valva dorsal (braquiópodes), valva direita (biválvios) = valva ventral (braquiópodes), valva esquerda (biválvios) = fragmentos Segmento corporal (utilizado para trilobitas) SEG 8 Grau de articulação ART Grau de fragmentação - FRAG Posicionamento da concavidade CONC Distribuição dos bioclastos em seção DBIO = área pré-glabelar, = céfalo, = cranídio 3 = gena fixa, 4 = glabela, 5 = hipostômio, 6 = librigena, 7 = pigídio, 8 = somito = ausente = presente = fragmentação ausente ou mais de 9 % do bioclasto preservado = entre % e 9 % do bioclasto preservado = menos de % do bioclasto preservado = concavidade para cima = concavidade para baixo = sem concavidade aparente = concordante ( o inclinação 3 o ) = oblíqua (3 o < inclinação 6 o ) = perpendicular (6 o < inclinação 9 o ) Distribuição dos bioclastos em planta DPLA Incrustação INC Estado das bordas dos bioclastos BORD = polimodal = unimodal = bimodal = ausente = presente = sem modificações aparentes = angulosas = arredondadas Paleoautoecologia - ECO 7 Classes de tamanho - TAM 6 = epibentônico suspensívoro reclinante = epibentônico suspensívoro fixo = infaunístico detritívoro 3 = infaunístico suspensívoro 4 = semi-infaunístico suspensívoro 5 = epibentônico móvel predador e/ou necrófago 6 = epibentônico móvel pastador/predador 7 = indeterminado = bioclastos menores do que 4 mm = bioclastos entre 4 mm e mm (inclusive 4 e mm) = bioclastos entre mm e mm (inclusive mm) 3 = bioclastos entre mm e 3 mm (inclusive 3 mm) 4 = bioclastos entre 3 mm e 4 mm (inclusive 4 mm) 5 = bioclastos entre 4 mm e 5 mm (inclusive 5 mm) 6 = bioclastos entre 5 mm e 6 mm (inclusive 6 mm)

26 4 5 BACIA DO PARNAÍBA A Bacia do Parnaíba abrange uma área de aproximadamente 6. km, cobrindo parte dos estados do Piauí, Maranhão, Tocantins, Pará, Ceará e Bahia. É limitada ao norte pelo Arco Ferrer-Urbano Santos, a noroeste pelo Arco de Tocantins e ao sul pelo Arco de São Francisco (LOBOZIAK et al., ). A espessura máxima de seu preenchimento sedimentar atinge cerca de 3.5 m, sendo a maior parte paleozóica, e a restante mesozóica. A maioria dos sedimentos paleozóicos preservados nesta bacia intracratônica é proveniente da África central, com menor contribuição sedimentar do escudo brasileiro (CAPUTO et al., 5). A extensão atual da Bacia do Parnaíba representa o remanescente de uma área sedimentar original significativamente maior, que foi erodida durante e após a ruptura do Gondwana, a partir do Cretáceo. A ocorrência de sedimentos paleozóicos em outras bacias da região Nordeste (Sergipe-Alagoas, Recôncavo, Araripe, Tucano Norte e Jatobá), na República de Gana e em outros países do noroeste da África, com características estratigráficas, sedimentológicas e de paleocorrentes semelhantes às da Bacia do Parnaíba, evidenciam a extensão pretérita da bacia (DELLA FÁVERA, 99; CAPUTO et al., 5). A Bacia do Parnaíba teve sua origem relacionada ao período em que a Plataforma Sul-Americana se tornou estável, do Neoproterozóico ao eopaleozóico, com a abertura de riftes precursores ao longo de linhas de fraqueza do embasamento. Estes riftes foram inicialmente preenchidos por sedimentos continentais do Grupo Jaibaras (depósitos fluviais, aluviais e lacustres) e pela Formação Riachão (CAPUTO et al., 6; VAZ et al., 7). A proposta estratigráfica de Vaz et al. (7) divide a Bacia do Parnaíba em cinco supersequências deposicionais (Figura 8), datadas do Siluriano ao Cretáceo. Elas são representadas pelas seguintes unidades litoestratigráficas: Grupo Serra Grande (formações Ipu, Tianguá e Jaicós supersequência siluriana); Grupo Canindé (formações Itaim, Pimenteira, Cabeças, Longá e Poti supersequência mesodevoniana-eocarbonífera); Grupo Balsas (formações Piauí, Pedra de Fogo, Motuca e Sambaíba supersequência neocarbonífera-eotriássica); Formação

27 5 Pastos Bons (supersequência jurássica) e formações Codó, Corda, Grajaú e Itapecuru (supersequência cretácea). Estas cinco supersequências seriam delimitadas por discordâncias regionais atribuíveis a eventos orogênicos de caráter global (GÓES; FEIJÓ, 994). Porém, segundo Caputo et al. (6), estas discordâncias estariam mais relacionadas com as flutuações do nível do mar do que com as taxas de subsidência ou com orogêneses remotas. Assim sendo, a eustasia seria o fator principal no controle dos ciclos transgressivos-regressivos que definem os limites das sequências na Bacia do Parnaíba, hipótese sustentada também por Della Fávera (99). A Formação Cabeças pertence à supracitada supersequência mesodevonianaeocarbonífera, aflorante nas regiões leste e sudoeste da bacia. A mesma corresponde litoestratigraficamente ao Grupo Canindé, dividido num total de cinco formações, caracterizadas a seguir na ordem de deposição. A Formação Itaim (Kegel, 953) é composta por arenitos finos esbranquiçados e por folhelhos bioturbados, depositados em paleoambiente deltaico a marinho raso sob influência de tempestades. A Formação Pimenteira (Small, 94) caracteriza-se por espessas camadas de folhelho cinza escuro a preto intercaladas com camadas de arenito fino, indicando um paleoambiente de plataforma rasa sob influência de tempestades. A Formação Cabeças (Plummer, 948) é composta principalmente por arenitos bem selecionados de granulometria fina a grossa e coloração esbranquiçada a acinzentada, com siltitos subordinados e raramente folhelhos. O paleoambiente deposicional é considerado deltaico a plataformal sob influência de tempestades e marés. No seu topo ocorrem camadas de tilitos, ritmitos e pavimentos estriados, evidenciando um paleoambiente glacial ou periglacial para a sua porção superior (Caputo, 984). Por ser a formação enfocada no presente trabalho, suas características serão aprofundadas na próxima seção. A Formação Longá (ALBUQUERQUE; DEQUECH, 946) abrange folhelhos cinza escuros a pretos, além de siltitos e arenitos cinza a esbranquiçados, interpretados como depósitos de paleoambiente marinho raso sob influência de tempestades. A Formação Poti (PAIVA; MIRANDA, 937) é composta por arenitos cinza-esbranquiçados, intercalados com folhelhos e siltitos, depositados num paleoambiente deltaico sob influência de tempestades e em planícies de maré.

28 6 Cunha (986) reconheceu as principais estruturas que atuaram na Bacia do Parnaíba e condicionaram os eixos deposicionais destas formações paleozóicas. Eles pertencem às direções NE-SO do Lineamento Transbrasiliano e NO-SE do Lineamento Picos-Santa Inês. Blocos falhados de pequeno rejeito, além de dobras e outras estruturas resultantes da intrusão de corpos ígneos mesozóicos nas camadas sedimentares, compõem o panorama estrutural fundamental da bacia (VAZ et al., 7). Recentemente, Góes (995), Góes e Coimbra (996) e Rossetti et al. () propuseram que a Bacia do Parnaíba compreenderia somente as unidades litoestratigráficas depositadas do Paleozóico ao Triássico. De acordo com estes autores, a evolução tectônica da área e os aspectos deposicionais dos sedimentos depositados sobre o Grupo Balsas caracterizariam o desenvolvimento das seguintes bacias: do Jurássico ao início do Cretáceo, as formações Mosquito, Pastos Bons, Corda e Sardinha corresponderiam à Bacia de Alpercatas, demarcada pelo Arco de Xambioá, de orientação leste-oeste, que de alto interno no Paleozóico passou a eixo deposicional, no Mesozóico. As formações cretáceas Grajaú, Codó, Alcântara e Cujupe formariam a Bacia de São Luís-Grajaú.

29 Figura 8 Diagrama estratigráfico da Bacia do Parnaíba (VAZ et al., 7). 7

30 8 6 FORMAÇÃO CABEÇAS 6. HISTÓRICO DA NOMENCLATURA ESTRATIGRÁFICA A Formação Cabeças é uma unidade litoestratigráfica definida por Plummer (948), que propôs uma nova divisão estratigráfica para a sequência paleozóica no Piauí e no Maranhão, após os trabalhos pioneiros de Small (93,94) na Bacia do Parnaíba, que já havia designado a Formação Serra Grande e os folhelhos de Pimenteira. Plummer (948) adotou a denominação Pimenteira de Small (94), mas ampliou a definição como Formação Pimenteira. Esta englobaria um total de m de folhelhos sílticos verde acinzentados da região de Oitis, agrupados em um membro inferior Membro Oitis e intercalações de folhelhos e arenitos finos vermelhos acastanhados da região de Picos, considerados como membro superior Membro Picos. Frederick B. Plummer considerou a Formação Pimenteira, assim definida, como base da sequência sedimentar paleozóica da bacia, eliminando a Formação Serra Grande de Honratio L. Small. Segundo Plummer (948), o Membro Picos da Formação Pimenteira seria capeado por uma sequência espessa de arenitos, denominados Formação Cabeças. Devido à falta de registro fossilífero, Plummer posicionou provisoriamente a Formação Cabeças no Carbonífero, sendo corrigido logo em seguida por Caster (948), que identificou como devonianos os fósseis coletados na região de Picos por Llewellyn Ivor Price e a equipe do Conselho Nacional do Petróleo, durante um reconhecimento geológico dos estados do Piauí e Maranhão em 946. Os arenitos e conglomerados constitutivos da Formação Serra Grande de Small foram então correlacionados por Plummer com os arenitos da Formação Cabeças, distinguindo uma formação mais recente, sob o nome de Formação Jaicós. Originalmente, a Formação Cabeças foi definida por Plummer (948) como consistindo de: (...) arenito quartzoso de granulação média a grosseira, nas cores cinzento a cinzento-claro que se decompõem em amarelo e vermelho-acinzentado; é cimentado frouxamente com sílica, um pouco friável, poroso e permeável,

31 9 constituindo um arenito aqüífero excelente, que, a grande profundidade, pode conter óleo. (PLUMMER, 948, p. 95). No mesmo trabalho, a Formação Cabeças foi dividida em Camadas Passagem (arenitos estratificados), Camadas Oeiras (arenitos maciços ou mal e irregularmente estratificados) e Camadas Ipiranga (arenitos bem estratificados). Ainda de acordo com Plummer, A denominação dessa formação provém da pequena e pitoresca localidade Cabeças, antiga Gravatá [e atual Dom Expedito Lopes], situada na estrada Picos-Floriano e a 9 km a noroeste de Picos, no estado do Piauí. Nessa localidade está exposta uma seção geológica quase completa da formação, que se estende desde um ponto situado a cerca de 5 km a oeste de Picos até outro a 5 km a oeste de Oeiras na estrada Picos-Floriano e termina a cerca de 3 km a oeste de Berlengas [atual Valença do Piauí], na estrada Picos-Teresina. (PLUMMER, 948, p. 94). Desse modo, a seção-tipo da Formação Cabeças definida por Plummer (948) localizava-se ao longo das rodovias percorridas pelo autor entre as cidades de Picos, Oeiras e Valença do Piauí, que infelizmente tiveram seu traçado alterado ao serem asfaltadas. A única descrição explícita desta seção-tipo foi realizada por Plummer junto com a descrição das litologias das Camadas Passagem, Oeiras e Ipiranga, caracterizadas a seguir. As Camadas Passagem devem o nome ao córrego da Passagem, que forma, no povoado de Cabeças, um vale profundo, cavado completamente no arenito Cabeças. Essas camadas assemelham-se bastante ao arenito Oeiras, mas apresentam no topo, em muitos lugares, uma areia branca de quartzo, de granulação fina, contendo algumas marcas de onda. Mais abaixo existem pequenas lentes e leitos delgados de seixos de quartzo, leitos de conglomerado, geralmente mais grosseiro e um pouco melhor estratificado do que o membro Oeiras. Essas camadas não apresentam os conspícuos estratos contorcidos de Oeiras. As Camadas Oeiras, que são melhor observadas nos penhascos existentes ao norte e a leste da cidade de Oeiras e especialmente a leste do campo de aviação, consistem de arenito maciço, cinzento, que se decompõe em vermelho-acinzentado-claro. São caracterizadas pelas faces verticais lisas, (...) e os seus leitos mostram mais linhas de depressão pela gravidade, antes da consolidação, do que qualquer arenito da região. (...) Podem ser observadas dobras invertidas e, quase por toda parte, existem estruturas

32 3 contorcidas locais. Diques e muros de arenito ocorrem nessa camada, onde a areia foi comprimida verticalmente para cima através de juntas ou falhas. As Camadas Ipiranga, constituídas de arenito de textura média, uniforme, com estratificação de delta, afloram nas colinas situadas a oeste e ao norte de Ipiranga, mas podem ser melhor apreciadas nos cortes de estrada e no topo da íngreme colina a oeste da cidade de Oeiras. As camadas do topo e da base apresentam mergulhos fracos para oeste e as intermediárias estão inclinadas fortemente para oeste (...). A estratificação característica de delta persiste nessas camadas lateralmente em grande extensão. Geralmente as Camadas Ipiranga (...) se apresentam em forma de elevações arredondadas e declives recurvados, ao passo que as Camadas Oeiras formam desbarrancados com faces aproximadamente verticais. (PLUMMER, 948, p. 96). Posteriormente, Campbell (95) realizou uma revisão da estratigrafia proposta por Plummer (948), adotando a divisão da Formação Pimenteira nos membros Oitis e Picos e posicionando-a como formação basal da sequência, mas discordando da eliminação da Formação Serra Grande. A Formação Serra Grande foi então correlacionada por Campbell com a Formação Cabeças, distinguindo um membro inferior Ipu e um membro superior, para o qual adotou o nome Cabeças. Através de levantamentos detalhados de campo realizados desde 949, Kegel (953) demonstrou que os arenitos e conglomerados correspondentes à Formação Serra Grande de Small mergulhavam sob os folhelhos da Formação Pimenteira, e que os arenitos da Formação Cabeças no sentido de Plummer estavam sobrepostos à Formação Pimenteira. Segundo Kegel (953), o Membro Oitis da Formação Pimenteira é idêntico ao Membro Passagem da Formação Cabeças (devido ao seu conteúdo fossilífero). Além disso, a Formação Serra Grande seria sinônima do conglomerado Jaicós de Plummer (atribuído ao Cretáceo), que fora comparado por Campbell (95) com o Membro Ipu (por ele posicionado no Carbonífero, abaixo do Membro Cabeças, constituindo a Formação Serra Grande). Devido a estas diferenças, Kegel (953) propôs a restituição do termo Cabeças no sentido de Plummer, como formação independente, tornando a Formação Serra Grande a mais antiga da bacia. Kegel (953) ainda destacou um intervalo arenítico intercalado entre a Formação Serra Grande e o Membro Picos da Formação Pimenteira, denominando-

33 3 o de Membro Itaim. A fauna coletada no lugar típico do Membro Oitis (no centro do povoado deste nome) foi identificada por Wilhelm Kegel como sendo mais moderna do que a fauna do Membro Picos, pertencendo então ao Membro Passagem da Formação Cabeças, sendo considerada mesodevoniana. Assim sendo, o termo Oitis foi abandonado, além da própria caracterização litológica de Plummer não estar de acordo com as observações de Kegel, pois o membro superior (Picos) é de composição mais argilosa do que o inferior, designado a partir de então como Itaim. Deste modo, Kegel (953) determinou o atual posicionamento das unidades litoestratigráficas devonianas, eliminando as contradições dos autores anteriores e constituindo uma coluna estratigráfica bem fundamentada. A versão utilizada atualmente foi ligeiramente modificada por Blankennagel (954 apud MELO, 985), Aguiar (97) e Carozzi et al. (975). Blankennagel (954 apud MELO, 985) considerou como Formação Pimenteira apenas o Membro Picos de Kegel (953), posicionando o Membro Itaim como o topo da Formação Serra Grande. Posteriormente, Carozzi et al. (975) elevaram o Membro Itaim à categoria de formação, resultando no abandono do termo Membro Picos. Beurlen (965) discutiu a questão de que a diferenciação dos membros Passagem e Oeiras só seria possível devido à ocorrência de diabásio no perfil típico da estrada Picos-Oeiras. Além disso, o citado autor também não conseguiu reencontrar os bancos fossilíferos nos arredores de Picos que Kegel (953) tinha utilizado para separar a base do Membro Passagem da Formação Pimenteira, devido à diferença de idade entre as faunas de macroinvertebrados, apesar da semelhança litológica. Deste modo, segundo Beurlen (965) as fácies da parte inferior do Membro Passagem (arenitos muito micáceos com intercalações de folhelhos sílticos) teriam mais afinidades com as fácies do topo da Formação Pimenteira. Já os arenitos da parte superior do Membro Passagem seriam muito semelhantes aos do Membro Oeiras, ficando então a Formação Cabeças representada somente pelos membros Oeiras e Ipiranga. Beurlen e Mabesoone (969) uniram a Formação Pimenteira e o Membro Passagem da Formação Cabeças na designação de Formação Guaribas, a fim de

34 3 facilitar o mapeamento, o que não teve boa aceitação nos trabalhos posteriores. Apesar disso, Campanha e Mabesoone (974) continuaram a utilizar a proposta de Beurlen (965). Mais tarde, Aguiar (97) incluiu o Membro Ipiranga na Formação Longá, porém ainda reconhecendo como válido o Membro Passagem, ficando então a Formação Cabeças subdividida nos membros Passagem e Oeiras, consagrados posteriormente na literatura. Segundo Lima e Leite (978), os membros da Formação Cabeças não poderiam ser individualizados. Estes autores identificaram no topo da Formação Cabeças (borda oeste, TO), exposições de um arenito esbranquiçado fino a médio com seixos e matacões de arenito, siltito e de rochas do embasamento, variando de centímetros até,5 m de diâmetro, e blocos menores de arenitos finos, siltitos e oólitos ferruginosos, imersos em uma matriz síltico-argilosa. Estes seriam os afloramentos correspondentes aos diamictitos glaciais e varvitos intercalados em folhelhos e siltitos identificados por Rodrigues (967 apud MELO, 985) em poços da Petrobras no Maranhão. Caputo (984) utilizou as propostas de Beurlen (965) e Aguiar (97), considerando a Formação Cabeças como sendo composta pelos arenitos superiores do Membro Passagem e pela totalidade do Membro Oeiras. Ainda segundo Caputo (985), não apenas os diamictitos da borda oeste da Bacia do Parnaíba teriam uma origem glacial. Esta influência glacial também estaria documentada pelos diamictitos com clastos facetados, polidos e estriados, ocorrentes a sudoeste de São Francisco do Piauí (borda leste); pelas interestratificações rítmicas de folhelho e siltito com clastos caídos em superfície (ao sul de Canto do Buriti) e subsuperfície (CAROZZI et al., 975); pelos pavimentos estriados de Canto do Buriti (região sul da bacia); e pelas estruturas de escorregamento sinsedimentares, convolutas e deformadas dos arenitos do Membro Oeiras. Como visto acima, a ênfase da maioria dos trabalhos sobre a Formação Cabeças foi centrada nas descrições litológicas e nos limites das unidades litoestratigráficas, com raras referências às estruturas sedimentares. Até o momento, teses (DELLA FÁVERA, 99; SANTOS, 5) e uma dissertação (FREITAS, 99) ainda não publicadas constituem exceções ao citado acima. Elas abordam as litofácies das sequências siluro-devoniana e eocarbonífera da Bacia do Parnaíba

35 33 (SANTOS, 5) e a aplicação da estratigrafia de sequências nessa bacia (DELLA FÁVERA, 99; FREITAS, 99). Há na literatura uma profusão de diferentes definições para a Formação Cabeças, devido às variações laterais de fácies e à raridade dos intervalos macrofossilíferos, que dificultam o mapeamento das unidades litoestratigráficas e as correlações com outras áreas da bacia. A escassez de estudos abrangentes e integrados das seções aflorantes com os dados de subsuperfície também causam divergências na interpretação dos paleoambientes deposicionais e na correlação bioestratigráfica das bordas leste e oeste da Bacia do Parnaíba. 6. CARACTERÍSTICAS LITOLÓGICAS Atualmente a Formação Cabeças ainda é normalmente considerada como constituída pelos membros Passagem e Oeiras, apesar das observações de Beurlen (965), Campanha e Mabesoone (974), Caputo (984) e Mabesoone (994) de que as fácies da parte inferior do Membro Passagem teriam mais afinidades com aquelas do topo da Formação Pimenteira. Considerando esta divisão nos membros Passagem e Oeiras, a Formação Cabeças é composta principalmente por arenitos quartzosos, bem selecionados, de granulometria fina a grossa e coloração esbranquiçada a arroxeada, com intercalações de siltitos, arenitos conglomeráticos e raramente folhelhos, aflorantes nas bordas leste e oeste da Bacia do Parnaíba. A estratificação cruzada sigmoidal ou tabular predomina na Formação Cabeças, ocorrendo arenitos com estratificação cruzada hummocky em sua base, no Membro Passagem. No seu topo ocorrem tilitos, ritmitos e pavimentos estriados, especialmente na borda oeste e subsuperfície da bacia (KEGEL, 953; CAPUTO et al., 5, 8; VAZ et al., 7). Na região de Picos, Kegel (953) definiu o limite inferior do Membro Passagem no primeiro banco espesso de arenito no perfil Picos-Oeiras, que forma uma escarpa constituída por um arenito grosso, esbranquiçado, com estratificação cruzada em bancos espessos, a 5 km a oeste de Picos. Estes arenitos estão recobertos por cerca de m de arenitos micáceos de granulometria fina a média, macrofossilíferos, amarelados a arroxeados, com

36 34 delgadas intercalações de siltitos. Segue-se um segundo intervalo de arenito grosso, com espessura de m, sucedido por uma sequência de 5 m de arenitos finos e siltitos, totalizando aproximadamente m para o Membro Passagem na região de Picos, sobrepostos por 8 m de diabásio intercalado entre este membro e o Membro Oeiras. Os macrofósseis da Formação Cabeças ocorrem na porção inferior do Membro Passagem, em arenitos muito micáceos de granulometria fina a média, com intercalações de siltitos e arenitos conglomeráticos, de coloração esbranquiçada a arroxeada. No Membro Passagem há frequentemente a intercalação de lobos sigmoidais (Figuras 9 e ) com arenitos que apresentam estratificação cruzada hummocky (Figura ). Na porção superior deste membro, os arenitos seriam mais semelhantes aos do Membro Oeiras, de granulometria fina a média e com pouca mica (BEURLEN, 965; CAPUTO, 984). O Membro Oeiras não apresenta macrofósseis e é relacionado a um paleoambiente flúvio-deltaico. Constitui-se por arenitos finos a grossos e localmente conglomeráticos, com estratificação cruzada de baixo ângulo ou tabular, apresentando uma coloração esbranquiçada a acinzentada e com pouca mica. Estruturas de escorregamento e fluidização são comuns, dando origem a um relevo ruiniforme muito característico (Figura ), mas os pacotes arenosos também podem apresentar aparência maciça. Os arenitos são localmente cortados por canais rasos e amplos (CAPUTO, 984; MELO, 988). No topo da Formação Cabeças, os tilitos relacionados à glaciação neofameniana assentam-se sobre pavimentos estriados, esculpidos em arenitos maciços ou com estratificação cruzada, sendo também encontrados clastos facetados, polidos e estriados e ritmitos com clastos caídos. Em certos locais da borda oeste, os arenitos da Formação Cabeças foram inteiramente erodidos pela ação glacial, com os tilitos sobrepostos diretamente à Formação Pimenteira ou até mesmo ao embasamento metamórfico (LOBOZIAK et al., ). Estes tilitos são compostos por clastos arredondados a angulares de arenito, folhelho, rochas do embasamento e oólitos ferruginosos do topo da Formação Pimenteira. Pavimentos com estrias glaciais de direção predominantemente noroeste (N6 o W) ocorrem no topo da Formação Cabeças, na região de Canto do Buriti (localidade Vila Calembe), ao sul da bacia. Evidenciam um processo de abrasão

37 35 glacial, que originou uma ampla inconformidade por grande parte da bacia (LOBOZIAK et al., ; CAPUTO; REIS, 6) (Figuras 3 e 4). Figura 9 - Lobos sigmoidais no Membro Passagem, afloramento Oiti (município de Pimenteiras, PI). Figura - Lobos sigmoidais de maior porte no Membro Passagem, próximo ao afloramento km 35 (município de Picos, PI).

38 36 Figura - Estratificação cruzada hummocky no Membro Passagem, afloramento Oiti, PI. Figura - Relevo ruiniforme característico do Membro Oeiras, Alpes do Buriti, PI.

39 37 Figura 3 - Pavimento estriado no topo da Formação Cabeças, região de Canto do Buriti, povoado de Vila Calembe, PI. Figura 4 - Erosão dos arenitos da Formação Cabeças por ação glacial. Posição estratigráfica dos tilitos devonianos na borda oeste da Bacia do Parnaíba. À direita, perfil de raios gama da Petrobras (Figura gentilmente cedida por Mário Vicente Caputo).

40 RELAÇÕES DE CONTATO O contato inferior da Formação Cabeças, com a Formação Pimenteira, é frequentemente interpretado como concordante e gradacional (CAPUTO, 984; DELLA FÁVERA, 99), caracterizando-se por uma mudança litológica de siltitos, arenitos e folhelhos cinzas a arroxeados para os arenitos finos a grossos, esbranquiçados a amarelados da base da Formação Cabeças. Entretanto, Oliveira e Barros (976) consideraram o contato como discordante (erosivo) na borda leste da bacia, devido à ocorrência de conglomerados com seixos fosfáticos, considerados como oriundos da Formação Pimenteira. Lima e Leite (978) também descreveram o contato como nitidamente erosivo na região de Anísio de Abreu (PI), devido à ocorrência de um conglomerado com, m de espessura, contendo seixos subangulosos de quartzo e blocos angulosos de siltitos e de folhelhos, imersos em matriz arenosa média a grossa, depositado sobre uma superfície ondulada e irregular esculpida sobre os folhelhos da Formação Pimenteira. Recentemente, Young (6) sugeriu que o contato basal da Formação Cabeças fosse considerado discordante, devido a uma superfície indicativa de vales incisos fluviais. Portanto, conclui-se que a natureza do contato da Formação Cabeças com a Formação Pimenteira varia de acordo com a região da bacia. Dependendo do membro da Formação Cabeças que se encontra assentado sobre a Formação Pimenteira, na faixa de afloramentos devonianos do Piauí, o contato pode ser concordante e até gradacional (no caso do Membro Passagem) ou discordante (no caso do Membro Oeiras) (José Henrique Gonçalves de Melo, informação verbal, 8). O contato superior, com a Formação Longá, apresenta normalmente uma brusca mudança litológica, com discordâncias locais (LIMA; LEITE, 978).

41 ESPESSURA E DISTRIBUIÇÃO As unidades litoestratigráficas devonianas da Bacia do Parnaíba representam a maior expressão do Devoniano no Brasil em superfície, numa contínua seção aflorante com mais de. km de extensão na borda leste e cerca de 8 km na borda oeste (MELO, 985). A Formação Cabeças apresenta uma espessura máxima de cerca de 3 m na área de Piripiri e Piracuruca, em faixas aflorantes com larguras de até 6 km na borda leste, nas suas melhores áreas de exposição (região nordeste da bacia). A partir daí, em direção à borda oeste, verifica-se um contínuo adelgaçamento desta unidade, com espessuras de cerca de 3-6 m na região sudeste, 5-6 m na região sul e 4-5 m na região oeste (Itacajá, TO), diminuindo de sul para norte, até perder representatividade ao norte do paralelo de Araguaína (LIMA; LEITE, 978). 6.5 PALEOAMBIENTES DE SEDIMENTAÇÃO Carozzi et al. (975), baseados em dados de subsuperfície, sugeriram para a Formação Cabeças um modelo deposicional de complexos sistemas deltaicos coalescentes, com a principal fonte de suprimento clástico a sudeste e leste. Em sua porção superior, correspondente ao Membro Oeiras, haveria a adição de uma influência glacial sobre este sistema deltaico. Analisando os sedimentos da parte inferior do Membro Passagem (onde estão localizadas as ocorrências macrofossilíferas), Oliveira e Barros (976), consideraram os arenitos finos a médios com intercalações de siltitos e folhelhos como sugestivos de deposição em distributários deltaicos inferiores, transicionando para prodelta, com paleocorrentes indicando uma área-fonte a SE. Também são referidas lentes de conglomerados com seixos angulosos de até cm de diâmetro e matriz arenosa nos povoados de Oiti (município de Pimenteiras) e Ponta da Serra (município de São Miguel do Tapuio), considerados como testemunhos de transporte sob condições de alta energia.

42 4 Lima e Leite (978) atribuíram à Formação Cabeças um paleoambiente litorâneo, com contribuições deltaicas, a marinho raso sob a influência de ondas. Esta origem deltaica e litorânea seria confirmada pelo baixo valor médio do teor de boro, que evidenciaria uma menor salinidade na deposição destes sedimentos. Este decréscimo do boro também foi salientado por Carozzi et al. (975), sendo interpretado como um dos efeitos do influxo de águas resultantes do derretimento das geleiras. Quanto à origem dos diamictitos do topo da Formação Cabeças, Lima e Leite (978) aventaram as hipóteses de correntes de turbidez e influência glacial, ou a combinação de ambas. Numa primeira interpretação, Della Fávera (98) sugeriu um paleoambiente plataformal para a Formação Cabeças, citando a ocorrência de ondas de areia (sand waves). Posteriormente, interpretou a Formação Cabeças como tendo sido depositada em um paleoambiente dominado por marés, através da evolução de shoal-retreat massifs, formados por corpos arenosos alongados e imbricados, transversais à antiga linha de costa, com formato sigmoidal (DELLA FÁVERA, 98). Caputo (984) considerou a Formação Cabeças como um sistema de leques deltaicos, leques aluviais e lobos glaciais. O paleoambiente glacial ou periglacial na porção superior da Formação Cabeças foi evidenciado através da análise dos tilitos, ritmitos e pavimentos estriados das bordas leste e oeste, e pelas estruturas de escorregamento características do Membro Oeiras, que teriam sido produzidas pelo derretimento das camadas de gelo sob os sedimentos inconsolidados. Pouco mais tarde, Melo (988) assinalou que a Formação Cabeças seria resultante da progradação de deltas coalescentes dominados por marés, além de citar uma comunicação verbal de Mário Vicente Caputo de que fácies fluviais estariam presentes na borda leste. Também concluiu que, na verdade, a origem da Formação Cabeças era uma questão enigmática ainda não totalmente esclarecida pelas proposições disponíveis na literatura. Baseado em sua experiência na Bacia do Sul dos Pirineus, onde estruturas arenosas com sigmóides eram tradicionalmente interpretadas como depósitos de maré, Della Fávera (99) propôs que os arenitos da Formação Cabeças teriam sido depositados sob a influência de correntes de maré. Deste modo, Jorge Carlos Della Fávera utilizou o análogo da Formação Roda (Eoceno) daquela bacia para explicar

43 4 tal semelhança, embora atualmente a Formação Roda seja interpretada como resultante de inundações catastróficas (MUTTI et al., ). No mesmo ano, Freitas (99) propôs um modelo de plataforma dominada por tempestades, com tempestitos distais a proximais no topo da Formação Pimenteira e base da Formação Cabeças (Membro Passagem), passando para um domínio de correntes de maré nas porções representadas pelo Membro Oeiras. Para o topo da Formação Cabeças, a influência glacial foi inferida através de fácies de inunditos, provocados por efêmeros degelos, sobrepostas por pavimentos estriados e tilitos. O paleoambiente deposicional pleiteado por Góes e Feijó (994) seria nerítico plataformal sob a ação predominante de correntes induzidas por marés ou correntes oceânicas. Também foram citadas uma influência periglacial, representada pelos diamictitos, e fácies flúvio-estuarinas. Mabesoone (994) sugeriu um paleoambiente litorâneo para o Membro Passagem e de deltas coalescentes para o Membro Oeiras. As estruturas de deformação deste último foram atribuídas ao escorregamento de sedimentos nas frentes deltaicas, porém a influência glacial de Caputo (984) não foi totalmente descartada. Foi sugerida a hipótese de glaciação de altitude, cujas águas (provenientes do derretimento das geleiras) teriam sido responsáveis pelas estruturas de escorregamento e outras feições de deformação associadas. Ao iniciar a aplicação de um novo modelo de sistemas flúvio-deltaicos dominados por inundações (proposto por Mutti et al. (996)) nesta unidade litoestratigráfica, Della Fávera () propôs que a Formação Cabeças representaria a região de frente deltaica de um sistema flúvio-deltaico dominado por inundações catastróficas, cujo prodelta seria a Formação Pimenteira. Através da análise estratigráfica de sondagens abrangendo desde o intervalo do topo da Formação Itaim à base da Formação Cabeças (na borda leste), Young (6) interpretou um sistema fluvial para a base da Formação Cabeças (contato Pimenteira/Cabeças). Identificou ali uma sucessão de fácies de arenitos com estratificação cruzada, laminação plano-paralela e maciços, com abundantes intraclastos argilosos. O paleoambiente foi atribuído a sistemas de rios entrelaçados, e os intraclastos foram interpretados como indícios de erosão fluvial.

44 4 Vaz et al. (7) utilizou as mesmas interpretações paleoambientais de Góes e Feijó (994) e Della Fávera (99), ressaltando que a estratificação cruzada tabular ou sigmoidal predomina na Formação Cabeças, estando os tempestitos presentes em sua base, no Membro Passagem. Em afloramentos da borda oeste da bacia (TO), foram identificadas fácies de praia, caracterizadas por arenitos com estratificação cruzada de baixo ângulo, que passam lateralmente a arenitos fluidizados, repletos de estruturas deformacionais, muito semelhantes aos arenitos do Membro Oeiras na borda leste (J.H.G. MELO, informação verbal, 8). Recentemente, Ponciano e Della Fávera (8) interpretaram as litofácies do Membro Passagem na região de Oiti, borda leste da Bacia do Parnaíba, como a parte distal da barra de embocadura de deltas influenciados por inundações. 6.6 CONTEXTO DA ESTRATIGRAFIA DE SEQUÊNCIAS Della Fávera (99) identificou diversos marcos elétricos na Bacia do Parnaíba, correlacionáveis regionalmente, com base no perfil de raios gama do poço -CA-- MA. Dentro deste contexto, a Formação Cabeças representa o topo da Sequência Devoniana, de a ordem, constituída pelas formações Itaim, Pimenteira e Cabeças, sendo limitada por uma discordância de origem tectônica, na base, e por um nível de diamictitos do intervalo glacial neofameniano, no topo. Desde então, os arenitos da Sequência Devoniana têm sido interpretados num contexto de mar alto, dominado por ondas de tempestade, como resultantes de progradações costeiras (DELLA FÁVERA, 99; FREITAS, 99; ALBUQUERQUE, ). Segundo Della Fávera (99) há uma mudança da tendência transgressiva para regressiva na passagem da Formação Pimenteira para a Formação Cabeças. Estas formações comporiam o trato de sistemas de mar alto, englobando o intervalo estratigráfico que se estende da superfície de inundação máxima do marco 55, localizada na cidade de Picos, ao marco, correspondente à superfície

45 43 discordante relacionada ao evento glacial neofameniano, citado acima, que ocasionou um rebaixamento eustático. Freitas (99) dividiu este trato de sistemas de mar alto em dois conjuntos distintos de parassequências, um deles com tendências progradacionais (o topo da Formação Pimenteira e o Membro Passagem) e o outro conjunto com tendências agradacionais (Membro Oeiras), com um evento regressivo no topo. Deste modo, o Membro Passagem corresponde à quarta parassequência de um conjunto de cinco parassequências progradacionais observadas no perfil de Picos a Inhuma, com a ocorrência do intervalo fossilífero na região de São José do Piauí (FREITAS, 99). Albuquerque () subdividiu a Sequência Devoniana de Della Fávera (99) em nove sequências genéticas de terceira ordem, com a Formação Cabeças sendo representada pelo topo da sequência G (cuja maior parte é correlacionada com a Formação Pimenteira) e pela sequência H, no mesmo contexto de mar alto dominado por ondas de tempestade. De modo diverso, Young (6) correlacionou a base da Formação Cabeças com um trato de sistemas de mar baixo, relacionado a uma regressão forçada e limitado na base pela superfície regressiva R, que representaria uma incisão de vales fluviais. 6.7 CONTEÚDO MACROFOSSILÍFERO A fauna da Formação Cabeças (Membro Passagem) foi identificada primeiramente por Caster (948) e Kegel (953), que em seus respectivos trabalhos utilizaram braquiópodes, biválvios, trilobitas, gastrópodes, crinoides, tentaculitídeos e fragmentos vegetais para determinar a idade devoniana desta unidade litoestratigráfica. Mais tarde, Kegel (965, 966) citou a ocorrência dos icnofósseis Rusophycus isp. e Cubichnia isp. na Formação Cabeças, mas esses registros foram revisados como pertencentes às formações Pimenteira e Jaicós por Rodrigues (). Entretanto, Melo (985) citou a ocorrência de icnofósseis de trilobitas no afloramento

46 44 do km 35 da BR-36. Posteriormente, Santos e Carvalho (4) registraram a ocorrência de Rusophycus isp. e Cruziana isp. na mesma formação, embora sem especificar sua procedência geográfica. Suárez-Riglos (967), em sua dissertação, descreveu a macrofauna e os icnofósseis coletados na região de Picos por L.I. Price e Kenneth Edward Caster em 947 e depositados na Universidade de Cincinnati. Entretanto, várias das identificações realizadas neste trabalho são questionadas por Melo (985). Em sua dissertação de mestrado, Melo (985) tratou do estado da arte dos conhecimentos sobre o domínio Malvinocáfrico no Devoniano do Brasil, apresentando uma análise crítica dos trabalhos existentes até a citada data. Além disso, propôs algumas reclassificações dos fósseis, e discutiu questões estratigráficas, paleoecológicas e paleobiogeográficas. Consta nesse trabalho um catálogo de todas as espécies de braquiópodes, biválvios, trilobitas, gastrópodes, belerofontídeos, tentaculitídeos e cefalópodes do Devoniano brasileiro citadas ou descritas na literatura até aquela data, entre as quais as da Formação Cabeças. A catalogação das espécies realizada por Melo (985), embora já desatualizada, ainda é a fonte mais confiável para a identificação de táxons presentes na Formação Cabeças que carecem de novos estudos, como os braquiópodes Pustulatia (?) sp.; Ambocoellidae indet. C; Derbyina (?) sp.; Mutationellinae indet. D; Rhipidothyris sp.; Rhipidothyrididae sive Mutationellidae indet. B; Rhipidothyrididae sive Mutationellidae indet. C e Rhipidothyrididae sive Mutationellidae indet. D. Também são listados por Melo (985): uma espécie de tentaculitídeo - Tentaculites sp. (cf. Tentaculites eldredgianus Hartt e Rathbun, 875); duas espécies de belerofontídeos - Plectonotus (Plectonotus) derbyi, Clarke, 899 e Bucanella reissi (Clarke, 899); uma espécie de gastrópode - Platyceras (Platyostoma) baini Sharpe, 856; uma espécie de cefalópode - Michelinoceras bokkeveldensis (Reed, 94); o icnofóssil Gyrophyllites (?) sp., e fragmentos de algas nematófitas do grupo de Spongiophyton e de licófitas terrestres, classificados por Suárez-Riglos (967) como Palaeostigma sewardi Kräusel e Dolianiti, 957 e Haplostigma furquei Frenguelli, 95.

47 45 Raras espécies foram identificadas ou reclassificadas em estudos mais recentes (FONSECA; MELO, 987; MACHADO, 995, 999; CARVALHO; EDGECOMBE; LIEBERMAN, 997; FONSECA,, 4). Machado (995) citou os seguintes biválvios para a Formação Cabeças, sem apresentar suas descrições: Palaeoneilo sp. A; Palaeoneilo sp. B; Grammysioidea lundi (Clarke,899); Spathella pimentana (Hartt e Rathbun, 875); Nuculoidea bellistriata parvula Clarke, 899; e Sanguinolites karsteni (Clarke, 899). Trabalhos sistemáticos abrangendo a fauna da Formação Cabeças, publicados até o momento, somam apenas duas espécies: o trilobita Metacryphaeus meloi Carvalho, Edgecombe e Lieberman, 997 e o braquiópode Pleurochonetes comstocki (Rathbun, 874), redescrito por Fonseca (4). Fonseca e Melo (987) discutiram as ocorrências de Tropidoleptus carinatus Conrad, 839 da Formação Cabeças, no mesmo trabalho em que registraram e descreveram pela primeira vez exemplares desta espécie na Formação Pimenteira, coletados em um afloramento da região de Itainópolis, PI. As demais espécies foram classificadas somente em teses não publicadas, como Machado (999), que identificou Nuculites? aff. N. (Nuculites) oblongatus Conrad, 84 em nomenclatura aberta, devido ao seu precário estado de conservação, e determinou a ocorrência de Cucullella triquetra (Conrad, 84). Fonseca () comparou com dúvidas uma forma de esperiferídeo da Formação Cabeças com Mucrospirifer pedroanus (Rarthbun, 874), da Formação Ererê. A dificuldade de observação da ornamentação externa (devido à má preservação) e diferenças na forma geral da concha (com o contorno mais arredondado e menos transverso do que a forma da Bacia do Amazonas) são citadas pela autora como os motivos de dúvida para esta identificação. As espécies de crinoides não foram determinadas nem ao menos em catálogos, mas aparentemente ocorrem dois ou três diferentes morfotipos de crinoides (Sandro Marcelo Scheffler, informação verbal, 7). Devido aos dados apresentados acima, a fauna da Formação Cabeças é considerada como de reduzida diversidade. Nela constata-se a introdução de alguns novos elementos e o desaparecimento de vários táxons presentes na unidade litoestratigráfica subjacente, a Formação Pimenteira (MELO, 988).

48 CONTEXTO PALEOBIOGEOGRÁFICO Devido à sua posição intermediária entre as bacias do Amazonas e Paraná, a Bacia do Parnaíba apresenta importância estratégica para os estudos paleobiogeográficos no Devoniano do Brasil, além de exibir uma ampla faixa de afloramentos em ambas as bordas da bacia, principalmente nos estados do Piauí e Tocantins (FONSECA; MELO, 987). Supõe-se que, durante o Devoniano, a Bacia do Parnaíba estaria situada na faixa de 4º - 6º de latitude Sul (ISAACSON et al., 8), permitindo caracterizar uma influência glacial durante o primeiro ciclo sedimentar da bacia (eossiluriano- Viseano). Caputo (984) propôs que no neofrasniano e eofameniano as geleiras deveriam estar restritas às regiões de maior altitude, e que teriam avançado sobre as bacias do Parnaíba, Amazonas e Solimões a partir do mesofameniano, culminando com a glaciação neofameniana. Modelos paleogeográficos do Devoniano da Bacia do Parnaíba foram estabelecidos por Melo (985, 988) (Figura 5). A transgressão do final do Eifeliano teria conectado as bacias do Amazonas, Parnaíba e Paraná com as da margem oeste da América do Sul e do noroeste da África, propiciando a mistura da fauna destas bacias. Em virtude da semelhança entre as faunas da parte basal da Formação Cabeças e da Formação Ererê, na Bacia do Amazonas, a deposição de ambas as unidades deve ter sido parcialmente síncrona. Outra semelhança entre estas duas unidades é a diminuição da diversidade de espécies da Formação Pimenteira para o Membro Passagem da Formação Cabeças, que possivelmente ocorreu em paralelo, porém, sabe-se hoje, não simultaneamente, àquela observada entre as faunas da Formação Maecuru e da Formação Ererê, na Bacia do Amazonas (MELO, 988). Segundo Machado (99, 995) os biválvios da Formação Cabeças são compartilhados, em sua maioria, com a Formação Ererê, mas ainda estão presentes espécies da Formação Maecuru. Estes biválvios apresentam afinidades com as do domínio da América Oriental, o que pode ser explicado pela crescente atenuação do domínio Malvinocáfrico (MELO, 985) (Figura 6). Fonseca (4) assinalou uma espécie de braquiópode encontrada nas formações Cabeças e Ererê (Pleurochonetes comstocki), corroborando a conexão entre as bacias do Parnaíba e Amazonas durante o Devoniano. P. comstocki

49 47 também apresenta afinidades com P. falklandicus, espécie malvinocáfrica do Devoniano Inferior da Bacia do Paraná, e com a espécie boliviana P. anteloi. Outro braquiópode, Pustulatia sp., destaca-se por suas afinidades apalachianas, acompanhando ou precedendo o ingresso de Tropidoleptus carinatus. Ambos seriam indicativos de um bioevento global de dispersão de espécies originárias do domínio faunístico do Velho Mundo (MELO, 985). Além dos biválvios e braquiópodes, os belerofontídeos e os tentaculitídeos presentes no Membro Passagem também apresentam afinidades com as espécies da Bacia do Amazonas (MELO, 985). Ainda segundo o mesmo autor, alguns dos numerosos braquiópodes terebratulídeos presentes no Membro Passagem seriam sobreviventes do tempo Pimenteira, como as várias Derbyina de Kegel (953). Suárez-Riglos (967) também sugeriu a presença de Rhipidothyris e Mutationella, gêneros não-malvinocáfricos. Apesar da variedade e abundância destes terebratulídeos, as condições de preservação dos mesmos dificultam a sua classificação. Devido a deficiências na descrição e figuração do material-tipo de Derbyina, este táxon vem sendo utilizado como um gênero de conveniência para reunir pequenos mutationélidas devonianos da América do Sul, não devendo ser utilizado para estudos paleobiogeográficos (MELO, 985). Assim sendo, o indicador malvinocáfrico mais consistente da fauna do Membro Passagem seria o trilobita Metacryphaeus meloi, descrito por Carvalho et al. (997). Durante a preparação do material para o presente estudo, foram identificados os primeiros pigídios de trilobitas homalonotídeos em afloramentos do Membro Passagem, o que corrobora esta influência malvinocáfrica. O recente registro de Australocoelia palmata em afloramentos da Formação Pimenteira, na borda oeste da Bacia do Parnaíba (GAMA Jr., 8), é mais uma evidência da introdução de elementos malvinocáfricos na referida bacia. A. palmata é uma espécie típica do Devoniano da Bacia do Paraná, sendo citada pela primeira vez na Bacia do Parnaíba, na parte inferior da Formação Pimenteira, de idade neoeifeliana, constituindo o registro mais recente e setentrional dessa espécie no Brasil. Na Bacia do Parnaíba, a vigência de climas frios durante parte do Devoniano é sugerida pela baixa diversidade taxonômica dos macroinvertebrados (com a presença de elementos malvinocáfricos), pelo posicionamento da bacia em altas

50 48 paleolatitudes, e pelos sedimentos glaciogênicos da Formação Cabeças (CAPUTO, 984; CAPUTO et al., 8). Porém, a mistura de gêneros oriundos dos domínios paleobiogeográficos Malvinocáfrico, abrangendo os mares frios em altas latitudes, e Americano Oriental, de águas temperadas, demonstra que, na Bacia do Parnaíba, havia a alternância destes padrões climáticos. A introdução de Tropidoleptus carinatus, espécie originária da região Renano-Boêmia (do domínio do Velho Mundo), evidencia estas variações climáticas, provavelmente ocorridas devido a mudanças nos padrões de circulação e aquecimento das correntes oceânicas (FONSECA; MELO, 987). Correntes oceânicas de temperatura mais elevada teriam provocado a extinção das faunas endêmicas de águas frias e temperadas. Devido a pulsos transgressivos intensificados no Mesodevoniano, as passagens marinhas que conectavam os mares epicontinentais da América do Sul, África do Sul e região apalachiana da América do Norte teriam se ampliado, dando fim ao provincialismo malvinocáfrico e atenuando o endemismo faunístico do domínio da América Oriental (MELO, 985). Em suma, a macrofauna da Formação Cabeças reflete uma diminuição da influência malvinocáfrica, em comparação com a fauna da Formação Pimenteira (MELO, 985). As faunas das bacias do Parnaíba e Amazonas sugerem que os mares destas regiões mantiveram ampla comunicação durante o Devoniano, constituindo uma única região paleobiogeográfica fronteiriça, de caráter misto, interposta entre os domínios Malvinocáfrico, ao sul, e do Velho Mundo e da América Oriental, ao norte (FONSECA; MELO, 987).

51 49 Figura 5 - Modelo paleogeográfico do Eifeliano terminal/givetiano das bacias paleozóicas brasileiras e regiões adjacentes da América do Sul. O número identifica a região de Picos, e o a região de Oiti, na Bacia do Parnaíba. As setas indicam as principais direções de aporte sedimentar. Observar a a conexão da Bacia do Parnaíba com as bacias do Amazonas, do Paraná e da margem oeste da América do Sul e do noroeste da África, propiciando a mistura da fauna destas bacias (modificado de MELO, 988). Barra de escala =. km.

52 5 Figura 6 Posicionamento dos domínios Malvinocáfrico, do Velho Mundo e da América Oriental, no início do mesodevoniano (adaptado de BOUCOT, 988 apud FONSECA, ). 6.9 CONTEXTO BIOESTRATIGRÁFICO E IDADE Os dados bioestratigráficos mais atualizados sobre a Formação Cabeças foram determinados por Grahn, Melo e Loboziak (6), através da correlação palinológica de poços da borda oeste e parte central da Bacia do Parnaíba. Com base na integração do zoneamento de miósporos, proposto por Melo e Loboziak (3) para a Bacia do Amazonas, com o de quitinozoários para a Bacia do Parnaíba, feito por Grahn e Melo (5), além da comparação destas biozonas

53 5 com as palinozonas regionais da Petrobras e com o zoneamento de outras regiões do Gondwana ocidental, foi inferida uma idade neofameniana para o topo da Formação Cabeças (Figura 7), na borda oeste e parte central da bacia (GRAHN; MELO; LOBOZIAK, 6). Os tilitos e ritmitos da borda oeste também apresentam uma proporção muito alta (até 95%) de palinomorfos eifelianos a famenianos retrabalhados. Isto corrobora a hipótese da remoção erosiva de partes das unidades litoestratigráficas sotopostas, por ação glacial no neofameniano (LOBOZIAK et al., ). Na borda leste, a porção inferior da Formação Cabeças é considerada givetiana, de acordo com os macrofósseis de invertebrados (MELO, 988). Segundo Fonseca (4), Pleurochonetes comstocki, um Chonetoidea identificado na base da Formação Cabeças (borda leste), é conespecífico com formas ocorrentes nos sedimentos neo-eifelianos a eogivetianos da Formação Ererê, na Bacia do Amazonas. Grahn et al. (8) dataram a Formação Pimenteira como neo-eifeliana a eogivetiana, através da análise de quitinozoários de sondagens rasas na faixa de afloramentos do Piauí (borda leste da bacia). Apesar da base da Formação Cabeças ter sido amostrada, não foram recuperados quitinozoários. Nos afloramentos do Membro Passagem (borda leste) também não foram obtidas amostras adequadas para a datação palinológica, devido ao intenso intemperismo dos afloramentos, ao caráter arenoso predominante e ao efeito termal destrutivo dos diques e soleiras de diabásio (FONSECA, 4). Essa deficiência de amostragem poderia ser suprida através de sondagens rasas na borda leste da bacia, especialmente na região de São José do Piauí, onde o Membro Passagem apresenta uma maior quantidade de pelitos intercalados.

54 5 Figura 7 - Integração dos zoneamentos de miósporos e de quitinozoários com as palinozonas regionais da Petrobras para a Bacia do Parnaíba. As idades e as relações litoestratigráficas são aplicáveis apenas na borda oeste e parte central da bacia. Biozonas de miósporos:, Europa Ocidental (STREEL et al., 987; MAZIANE et al., 999);, Gondwana ocidental (MELO; LOBOZIAK, 3); 3, Old Red Sandstone Continent e regiões adjacentes (RICHARDSON; MCGREGOR, 986; RICHARDSON; AHMED, 988). Biozonas de quitinozoários: 4, Bacia do Parnaíba (GRAHN; MELO, 5); 5, Gondwana ocidental (GRAHN, 5); 6. Zoneamento global (PARIS et al., ). Palinozonas regionais da Petrobras: 7, depois de MÜLLER (96); 8, depois de Daemon (974, 976) e Andrade e Daemon (974). Modificado de GRAHN; MELO; LOBOZIAK, 6.

55 53 7 FUNDAMENTOS CONCEITUAIS - TAFOFÁCIES 7. Definição No trabalho em que foi introduzido o conceito de tafofácies e exposta a utilidade da tafonomia comparada na discriminação paleoambiental, Speyer e Brett (986) definiram tafofácies como fácies definidas com base nas suas características tafonômicas diagnósticas. Através da reunião de uma definição atual de fácies (BORGHI, ) com as assinaturas tafonômicas propostas por Brett e Speyer (99) e Kidwell et al. (), é aqui adotada a seguinte definição de tafofácies, que expressa de forma mais clara quais são os atributos tafonômicos diagnósticos mais utilizados neste tipo de análise. Tafofácies podem ser definidas como massas de rochas sedimentares caracterizadas e distinguidas das demais por combinações particulares das feições de preservação de seu conteúdo fossilífero, em relação: () à distribuição dos bioclastos na matriz (orientação em planta e em seção); () ao grau de articulação; (3) ao grau de fragmentação; (4) ao posicionamento da concavidade; (5) à razão entre as valvas ventrais/dorsais e direitas/esquerdas; (6) ao grau e tipo de abrasão ou corrosão; (7) ao grau de interações biológicas (incrustação e bioerosão); (8) ao estado das bordas dos bioclastos e (9) a outras feições de preservação que caracterizem o depósito analisado. No presente estudo, as assinaturas tafonômicas utilizadas foram os graus de articulação e fragmentação dos restos esqueletais, o posicionamento da concavidade dos bioclastos, a proporção relativa entre as diferentes valvas (ventrais/dorsais e direitas/esquerdas), a presença de incrustação, o estado das bordas dos bioclastos e a distribuição dos mesmos na matriz (orientação em planta e em seção).

56 54 7. Aplicações da análise de tafofácies As características ou atributos tafonômicos diagnósticos, utilizados na análise de tafofácies, foram designadas assinaturas tafonômicas por Davies et al. (989). Estas assinaturas se distribuem de modo não aleatório entre os estratos, sendo produto de processos específicos e indicando consistentemente os paleoambientes de sedimentação onde os fósseis foram depositados (BRETT; BAIRD, 986). Estudos baseados nos macroinvertebrados de mares epicontinentais do Paleozóico (SPEYER; BRETT, 986,988) demonstraram uma correlação entre as referidas assinaturas e os gradientes paleoambientais, assim como tafofácies baseadas em depósitos de intermarés e plataforma rasa do Recente (MELDHAL; FLESSA, 99) refletem as condições de energia do ambiente e os processos físicos e químicos aos quais os organismos ficaram submetidos após sua morte. Outros estudos comparativos de tafofácies permitem reconhecer os parâmetros ambientais de maior influência na preservação dos fósseis, particularmente: () a frequência relativa de tempestades ou outros eventos episódicos; () as taxas relativas de sedimentação de fundo; (3) a energia do ambiente, incluindo a intensidade e a direção das correntes e (4) a geoquímica e o nível de oxigenação nas proximidades da interface água/sedimento (BRETT; BAIRD, 986). As tafofácies fornecem evidências que confirmam de forma independente e complementar as inferências sobre os processos e paleoambientes de sedimentação, obtidas a partir de litofácies e biofácies isoladamente. Os caracteres analisados pela tafonomia, além de serem sensíveis aos processos físico-químicos do ambiente, também incorporam informações de cunho biológico. A integração dos dados de composição da fauna, fatores ecológicos e atributos tafonômicos das tanatocenoses proporciona uma visão mais completa das condições ambientais do que as mesmas abordagens separadamente. Deste modo, os fósseis recuperados segundo as metodologias de coleta de alta resolução tafonômica possibilitam interpretações mais refinadas da gênese das concentrações fossilíferas, aumentando a quantidade e a qualidade de informações extraídas dos fósseis. Além de sua utilidade nas reconstituições paleoambientais, as

57 55 tafofácies também auxiliam no desenvolvimento de reconstituições paleoecológicas mais fidedignas, devido à identificação do grau de autoctonia das concentrações fossilíferas e ao aprimoramento das técnicas de coleta dos fósseis. 7.3 Conceitos utilizados Na análise das tafofácies do Membro Passagem também foram utilizados os conceitos discutidos abaixo, referentes à interpretação dos processos bioestratinômicos, ao modelo de mistura temporal e a correlação das assinaturas tafonômicas com os paleoambientes. A preservação diferencial de fósseis similares entre fácies distintas reflete processos bioestratinômicos e/ou diagenéticos diferentes, de acordo com as condições paleoambientais. Através da utilização de índices baseados em características tafonômicas, é possível quantificar os diversos modos de preservação e reconhecer os parâmetros paleoambientais que influenciaram na preservação da tafocenose (BRETT; SPEYER, 99). A preservação dos bioclastos estaria diretamente relacionada com o soterramento intermitente dos mesmos próximo à interface água/sedimento, com períodos de exposição bem menores do que os períodos de soterramento, sendo o grau de alteração insignificante durante estes últimos. Esta alternância entre períodos de soterramento e exposição proporciona a melhor explicação para a ausência de correlação entre a idade das conchas e sua condição tafonômica (CARROLL et al., 3). Além disso, também esclarece as discrepâncias de durabilidade das conchas, observadas entre o registro fóssil e os experimentos. A longa durabilidade das conchas (de centenas a milhares de anos), confirmada por estudos de datação das conchas em ambientes atuais, não é compatível com a rápida destruição das mesmas (meses a anos) em experimentos tafonômicos. Portanto, este modelo de mistura temporal devido ao soterramento intermitente próximo à superfície enfatiza a importância da rapidez e persistência do soterramento, que protege as conchas dos processos físicos/químicos/biológicos superficiais. O soterramento inicial rápido e, principalmente, a brevidade dos períodos de exposição (devido ao retrabalhamento

58 56 por processos físicos ou bioturbação), seriam determinantes para a preservação das conchas (CARROLL et al., 3). Assim sendo, a distribuição, a quantidade e os limites das tafofácies independem do tipo de sedimento ou dos táxons presentes. São mais influenciadas pela taxa de sedimentação (na etapa da bioestratinomia) e pelo nível de oxigenação do substrato (no caso da eo-diagênese e do grau de bioturbação) (SPEYER; BRETT, 986). Quanto às interpretações paleoambientais, Speyer e Brett (99) destacaram como as assinaturas tafonômicas resultantes dos processos de sedimentação episódica e de fundo se combinam, fornecendo dados úteis na discriminação de tafofácies. Assim sendo, ambas as perspectivas devem ser incorporadas aos estudos tafonômicos, para avaliar como os processos tafonômicos interagem nas diferentes escalas temporais. Tafofácies identificadas por Simões e Torello (3) no Permiano da Bacia do Paraná refletem justamente processos formadores de concentrações fossilíferas com uma complexa história deposicional, associada a tempestades. Nestas, intercalaram-se períodos com predominância de processos tafonômicos de fundo e períodos de sedimentação episódica. Outro fator a ser considerado na análise de tafofácies, segundo Parsons- Hubbard (5), é a fraca correlação das assinaturas tafonômicas, quando analisadas separadamente, com o ambiente deposicional. A análise combinada das assinaturas tafonômicas é que proporciona as melhores evidências para a interpretação dos ambientes de sedimentação, apresentando maior sensibilidade do que estudos da composição taxonômica ou dos hábitos de vida. Esta confiabilidade é ainda mais elevada em concentrações fossilíferas de baixa diversidade, cujas assinaturas tafonômicas são mais consistentes, exibindo respostas mais homogêneas aos processos, por apresentarem menos variáveis. Portanto, a abundância de espécies (grau de diversidade) também deve ser levada em conta nas análises de tafofácies. Rothfus (4), baseando-se em exercícios comparativos onde diversas pessoas codificaram as mesmas assinaturas tafonômicas de amostras selecionadas, verificou que o grau de articulação e o grau de fragmentação são as assinaturas tafonômicas mais consistentes para a análise e comparação de tafofácies propostas

59 57 por autores distintos. Outras assinaturas, como alteração superficial e modificações na margem, são as mais suscetíveis à subjetividade da interpretação e ao grau de treinamento do observador, apresentando maiores discrepâncias em estudos comparativos. As assinaturas com um nível intermediário de consistência seriam as relacionadas com as interações biológicas (incrustação e bioerosão). Ainda Segundo Rothfus (4), a codificação das assinaturas tafonômicas em valores binários (presença/ausência) aumenta a consistência dos dados das tafofácies, enquanto o uso de várias categorias de valores para cada assinatura provoca o efeito contrário, quando os estudos são comparados. O uso de múltiplos operadores, em um mesmo estudo, também é apontado como um fator que introduz muita inconsistência nos dados. Kidwell et al. () confirmaram as contradições advindas da atuação de múltiplos operadores, salientando que os dados mais confiáveis seriam aqueles relacionados com os valores das categorias de dano mais elevado, ao invés da análise de todos os valores das assinaturas tafonômicas. Alguns espécimes exibem níveis de dano tão elevados que não permitem a classificação destes bioclastos a nível específico. Apesar disso, a inclusão de elementos não identificáveis é muito significativa para a formação do perfil das tafofácies, pois realça os níveis de maior dano dos valores das categorias, aumentando a sensibilidade de detalhamento dos ambientes. 7.4 Limitações da análise de tafofácies Meldahl e Flessa (99) enfatizaram que o desenvolvimento de modelos de tafofácies requer uma fundamentação em estudos atualísticos, fornecendo bases para comparações dos padrões e fatores de controle ambiental na distribuição de tafofácies e biofácies. Porém, poucos ambientes modernos foram analisados num nível de detalhe suficiente para possibilitar comparações com os paleoambientes equivalentes. A maioria dos ambientes que já foram alvo de estudos tafonômicos é de águas rasas (CALLENDER et al., 99). Além disso, ao se empregar o princípio do Uniformitarismo, deve ser considerada a ressalva de que existiram ambientes pretéritos sem análogos atuais,

60 58 portanto mesmo que os estudos tafonômicos atuais fossem mais completos, eles não seriam aplicáveis a todos os paleoambientes. Speyer e Brett (99) também ressaltaram que, apesar da evidente importância dos estudos atualísticos, os mesmos não conseguem definir a relação entre os processos tafonômicos e o tempo geológico, por uma questão de escala. Outros estudos atualísticos (YESARES- GARCÍA; AGUIRRE, 4) destacaram a importância de análises quantitativas das assinaturas tafonômicas, assim como o uso de técnicas estatísticas multivariadas na definição de modelos de tafofácies. Estas metodologias ainda não são usualmente aplicadas em estudos de material fossilífero, com raras exceções (JIMÉNEZ; BRAGA, 993; OLÓRIZ; REOLID; RODRÍGUEZ-TOVAR, ; GHILARDI, 4; YESARES-GARCÍA; AGUIRRE, 4). A comparação dos trabalhos de tafofácies é uma questão complexa, devido à grande variabilidade das metodologias aplicadas, utilizando assinaturas tafonômicas diversas e diferentes modos de caracterização e exposição dos resultados. A maioria das análises de tafofácies não pode ser comparada adequadamente, pois não foram realizadas de modo quantitativo ou semi-quantitativo, enquanto outras utilizaram tratamentos estatísticos para a definição das tafofácies (CALLENDER et al., 99). Kidwell et al. () enfatizaram como a falta de consenso na metodologia para a análise de tafofácies dificulta as comparações. Isso porque as assinaturas tafonômicas analisadas diferem entre si, assim como a quantidade de subdivisões das categorias de valores das assinaturas, as classes de tamanho e o número de táxons. Estes autores sugeriram a inclusão de todos os elementos fossilíferos na determinação de tafofácies, até mesmo dos fragmentos indistintos; a análise separada de fragmentos de tamanhos diferentes (conchas inteiras, fragmentos maiores e fragmentos menores); o registro independente de cada assinatura tafonômica, e a análise de mais de 5 espécimes em cada local de coleta.

61 59 8 CARACTERIZAÇÃO DAS TAFOFÁCIES Foram identificadas e caracterizadas três tafofácies nos afloramentos do Membro Passagem localizados nos arredores de Pimenteiras (afloramento Oiti) e de Picos (afloramento km 35), na borda leste da Bacia do Parnaíba, Piauí (Quadro ). Quadro Resumo das tafofácies caracterizadas no intervalo fossilífero da Formação Cabeças. Diagnose Processo TAFOFÁCIES Concentrações fossilíferas dispersas, bem selecionadas. Predomínio de bioclastos menores que 4 mm. Fitoclastos mal preservados, valvas de braquiópodes raras (todas desarticuladas e com grau de fragmentação ausente ou baixo). Correntes de turbidez de águas rasas unidirecionais (porção superior - mais distal e diluída), desencadeadas por inundações fluviais. TAFOFÁCIES Concentrações fossilíferas fracamente empacotadas, moderadamente selecionadas. Totalidade dos bioclastos desarticulados. Grande variação de classes de tamanho e qualidade de preservação, elevado grau de fragmentação. Incrustações presentes, bordas dos bioclastos angulosas a arredondadas. Distribuição em seção concordante a oblíqua. Distribuição em planta polimodal, sentidos noroeste e norte são dominantes. Correntes de turbidez de águas rasas unidirecionais (porção inferior e mais proximal), desencadeadas por inundações fluviais. TAFOFÁCIES 3 Concentrações fossilíferas moderadamente a fracamente empacotadas, bem selecionadas. Predominância de valvas desarticuladas, sem incrustações, com grau de fragmentação ausente ou baixo e bordas sem modificações aparentes. Apresenta também raras valvas articuladas. Sedimentação episódica - ação de correntes de turbidez de águas rasas desencadeadas por tempestades. Transporte de areias por ação combinada de fluxos oscilatórios intensos (ondas de tempestade) com correntes de turbidez.

62 6 8. TAFOFÁCIES Diagnose - Concentrações fossilíferas dispersas, bem selecionadas, com o predomínio de bioclastos menores que 4 mm. Os fitoclastos estão mal preservados e as raras valvas de braquiópodes se apresentam todas desarticuladas e com grau de fragmentação ausente ou baixo. Interpretação - Correntes de turbidez de águas rasas unidirecionais (porção superior - mais distal e diluída), desencadeadas por inundações fluviais. Descrição - A tafofácies apresenta concentrações fossilíferas dispersas a fracamente empacotadas, suportadas por matriz e bem selecionadas. A sua geometria em camada acompanha o acamamento sigmoidal, e a estrutura interna é simples. O tamanho dos bioclastos varia de a 5 mm. Os fragmentos de cutículas vegetais (atribuíveis a Spongiophyton e outros vegetais não identificáveis) são predominantes e se encontram mais concentrados na base das camadas, sendo a maioria menor que 4 mm. Todos os fitoclastos estão mal preservados e apresentam coloração avermelhada ou preta. As bordas são angulosas a arredondadas, e a distribuição em seção é majoritariamente concordante. Os maiores fragmentos atingem de a 5 mm de comprimento, mas mesmo a identificação destes é muito difícil devido ao seu péssimo estado de preservação. Também estão presentes raras valvas de braquiópodes, todas desarticuladas e com o predomínio de valvas dorsais (75%). O grau de fragmentação destas valvas é ausente (75%) ou baixo (5%), estando a maioria (75%) com a concavidade para cima, e oblíquas em relação ao acamamento (6,5%). Em todas as valvas a incrustação é ausente e as bordas não exibem modificações aparentes (75%). Os dados da concentração fossilífera, excluindo os bioclastos menores que 4 mm, não se diferenciam muito, devido à pequena quantidade de macroinvertebrados nesta tafofácies, onde predominam os fragmentos vegetais. Fauna associada - Fragmentos de cutículas vegetais (atribuíveis a Spongiophyton e outros vegetais não identificáveis) e valvas de braquiópodes, representados por Pleurochonetes comstocki (6 valvas) e terebratulídeos ( valvas).

63 6 Sedimentos associados - arenitos quartzosos, de granulometria muito fina a fina, coloração amarelada a arroxeada, com grãos arredondados a subarredondados, bem selecionados, muito micáceos, com laminação e estratificação cruzada sigmoidal a plano-paralela. Espessura total de cerca de 43 cm no afloramento Oiti e de cm no afloramento km 35. Discussão Correntes de turbidez unidirecionais, de águas rasas, teriam colocado em suspensão os diminutos fragmentos vegetais e as valvas muito pequenas e finas dos braquiópodes. Apesar da unidade do afloramento Oiti apresentar valvas de macroinvertebrados, ausentes na unidade do afloramento km 35, ambas teriam a mesma gênese, constituindo a mesma tafofácies. Esta interpretação é inferida pelo reduzido tamanho dos bioclastos, apresentando grau de fragmentação ausente ou baixo, distribuição concordante a oblíqua e polimodal. Todas as valvas se apresentam desarticuladas, inteiras, a maioria com a concavidade para cima, bordas sem modificações aparentes e sem incrustações. Estas assinaturas sugerem que os bioclastos foram selecionados durante eventos que geraram correntes de turbidez, e devido a sua baixa densidade, foram transportados em suspensão. Isto resultaria numa melhor preservação das valvas, que não teriam sofrido maior desgaste no contato com o substrato. Devido a sua própria natureza, mais frágil, os restos vegetais demonstram um menor grau de preservação, com bordas angulosas a arredondadas e maior fragmentação. A decantação progressiva destes bioclastos teria originado as concentrações fracamente empacotadas na base das camadas e dispersas em direção ao topo, de acordo com a diminuição da eficiência das correntes de turbidez.

64 6 Tabela Tafofácies (unidade do afloramento Oiti). Análise quantitativa de toda a concentração de macroinvertebrados de Oiti, incluindo os bioclastos menores que 4 mm, com a distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 8. As assinaturas tafonômicas foram codificadas do seguinte modo: TAM classes de tamanho; TV - tipo de valva; ART grau de articulação; FRAG grau de fragmentação; CONC posicionamento da concavidade; DBIO distribuição dos bioclastos em seção; INC incrustação; ECO classes de paleoautoecologia; BORD estado das bordas dos bioclastos. Os significados dos intervalos de valores estão no quadro (página 3). TAM -6 (5,) (5,) TV - (75,) (5,) ART - (,) FRAG - (75,) (5,) CONC - (75,) (5,) DBIO - (37,5) (6,5) INC - (,) ECO -7 (75,) (5,) BORD - (75,) () (5,) Tabela Tafofácies (unidade do afloramento Oiti). Análise quantitativa de toda a concentração de macroinvertebrados de Oiti, excluindo os bioclastos menores que 4 mm, com a distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 4. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 () (,) TV - (75,) (5,) ART - (,) FRAG - (5,) (5,) CONC - (5,) (5,) DBIO - (5,) (5,) INC - (,) ECO -7 (5,) (5,) BORD - (5,) () (5,)

65 63 8. TAFOFÁCIES Diagnose - Concentrações fossilíferas fracamente empacotadas, moderadamente selecionadas, com a totalidade dos bioclastos desarticulados, apresentando grande variação de classes de tamanho e qualidade de preservação, além de um elevado grau de fragmentação. Incrustações por tubos de poliquetas presentes somente nas maiores valvas de braquiópodes. As bordas dos bioclastos apresentam-se angulosas a arredondadas, e a distribuição em seção é concordante a oblíqua. A distribuição em planta é polimodal, porém os sentidos noroeste e norte são os mais relevantes. Interpretação Correntes de turbidez de águas rasas unidirecionais (porção inferior e mais proximal), desencadeadas por inundações fluviais. Descrição - A tafofácies apresenta concentrações fossilíferas suportadas por matriz, fracamente empacotadas e com seleção moderada. A sua geometria em camada acompanha o acamamento sigmoidal, e a estrutura interna é simples. A totalidade dos bioclastos se apresenta desarticulada, com grande variação de classes de tamanho e qualidade de preservação, além de um elevado grau de fragmentação. Os braquiópodes principalmente Pleurochonetes comstocki - geralmente estão mais fragmentados e com incrustações, enquanto nos biválvios, trilobitas e belerofontídeos o grau de fragmentação é menor e não são visualizadas incrustações. Somente as maiores valvas de braquiópodes apresentam incrustações por tubos de poliquetas, ausentes em todos os demais bioclastos. Nesta fácies foram encontrados níveis distintos em um mesmo bloco, com uma concentração de biválvios e trilobitas em um determinado nível e no outro uma concentração composta apenas por braquiópodes e trilobitas. Além disso, em alguns blocos há a predominância de valvas dorsais de braquiópodes no topo e de valvas ventrais na base, mas quando se analisa a soma de todos os blocos não há predominância relevante de um tipo específico de valva. A distribuição em seção revela a predominância de formas concordantes e oblíquas, além de raras perpendiculares. São encontradas valvas inteiras e fragmentadas de braquiópodes e biválvios imbricadas, associadas também a

66 64 segmentos corporais de trilobitas. A distribuição em planta é polimodal, porém os sentidos noroeste e norte predominam. Os bioclastos estão representados por diversos macroinvertebrados, com a predominância do braquiópode Pleurochonetes comstocki. Também estão presentes outros braquiópodes, biválvios, trilobitas, belerofontídeos, tentaculitídeos, crinoides e fragmentos de cutículas vegetais. A maioria dos fragmentos maior que 4 mm é atribuível a P. comstocki, ao passo que os fragmentos menores que 4 mm geralmente são fitoclastos. Na unidade do afloramento Oiti, os bioclastos menores que 4 mm são abundantes, predominando mesmo entre as valvas inteiras as classes de tamanhos menores. O grau de fragmentação é elevado e prevalecem as bordas angulosas. Mais especificamente, os tamanhos de até mm (88,7%) se destacam, principalmente devido aos numerosos fragmentos menores que 4 mm (58,%). Quando estes fragmentos são excluídos, a distribuição majoritária dos tamanhos ainda é de até mm (7,9%), mas a classe de tamanhos de até mm se torna mais expressiva (,4%), além dos bioclastos com até 6 mm (,3%). O grau de fragmentação mais elevado é dominante (58,7%), seguido pela ausência (,9%) e pelo grau intermediário de fragmentação (8,4%). A concavidade para cima é pouco maior (7,5%) do que o posicionamento da mesma para baixo (,5%). Entretanto, devido ao reduzido tamanho dos fragmentos, a determinação da posição da concavidade é dificultada, com o predomínio da classe sem concavidade aparente (7%). Com a exclusão dos fragmentos, a diferença aumenta para 44% dos bioclastos com a concavidade para cima. A distribuição em seção varia de concordante (87%) e oblíqua (,5%) a perpendicular (,5%). A incrustação está presente em 4,6% dos bioclastos, aumentando para,8% com a exclusão dos fragmentos, pois esta feição é restrita às valvas maiores. As bordas são majoritariamente angulosas (6,%) e secundariamente arredondadas (4,%) ou sem modificações aparentes (4,6%). A distribuição em planta apresenta dois valores que se destacam, indicando os sentidos NW (39,6%) e N (37,5%) como dominantes. Os valores citados acima são para a totalidade da concentração fossilífera da unidade do afloramento Oiti. Apesar disso, são muito semelhantes aos valores dos braquiópodes isolados, pois os mesmos constituem 93,6% do total de bioclastos.

67 65 Apesar de minoritárias, outras informações relevantes são adicionadas pela análise dos demais táxons (como as maiores classes de tamanho e os dados sobre a distribuição em planta). De outro modo, a unidade do afloramento km 35 apresenta certas particularidades. Assinala-se o predomínio de bioclastos das classes de tamanhos grandes, com grau intermediário de fragmentação e bordas arredondadas. Nesta unidade, os tamanhos predominantes dos bioclastos variam de 4 a 3 mm (89%), com raros fragmentos menores que 4 mm (4,7%), e o restante (6,3%) com até 6 mm. Como os fragmentos menores são a minoria, a exclusão dos mesmos não provoca alterações significativas na distribuição percentual das assinaturas. Todas as valvas estão desarticuladas, e não há predominância relevante de um tipo específico de valva. O grau de fragmentação intermediário é dominante (54,6%), seguido pela ausência (4,6%) e pelo grau mais elevado de fragmentação (,8%). A concavidade está preferencialmente voltada para cima (47,9%), e a distribuição em seção varia de concordante (54,6%) e oblíqua (44,4%) a perpendicular (,%). A incrustação está presente em 4,4% dos bioclastos. As bordas são arredondadas (8,5%), sem modificações aparentes (7,3%), e angulosas (,%). A distribuição em planta é polimodal. Como a contribuição dos outros táxons, principalmente dos trilobitas e biválvios, é maior no afloramento km 35, a distribuição das assinaturas do total da concentração fossilífera não é tão semelhante à distribuição dos braquiópodes, como no afloramento Oiti. Fauna associada (unidade do afloramento Oiti) - braquiópodes - Pleurochonetes comstocki (8 valvas ou fragmentos), terebratulídeos (4 valvas ou fragmentos), Mucrospirifer pedroanus ( valvas) e lingulídeos (4 valvas); biválvios - Spathella pimentana (3 valvas), Grammysioidea lundi ( valvas), Bivalvia indet. ( valvas); trilobitas - Metacryphaeus meloi ( pigídio, hipostômio e somito); tentaculitídeos - Tentaculites sp. (48 conchas); belerofontídeos - Plectonotus (Plectonotus) derbyi ( concha) e segmentos colunais de crinoides. Esta unidade também apresenta fragmentos de cutícula vegetal dispersos e tubos de poliquetas (serpulídeos) sobre o sedimento.

68 66 Fauna associada (unidade do afloramento km 35) - braquiópodes - Pleurochonetes comstocki (37 valvas ou fragmentos), Pustulatia sp. ( valvas), terebratulídeos ( valvas) e Mucrospirifer pedroanus (8 valvas); biválvios Palaeoneilo sp. ( valvas), Grammysioidea lundi (5 valvas), Cucullella triquetra (8 valvas); Bivalvia indet. ( valvas), Spathella pimentana (7 valvas), Nuculites? aff. N. (Nuculites) oblongatus (5 valvas) e Sanguinolites karsteni ( valvas); trilobitas - Metacryphaeus meloi (3 segmentos corporais), homalonotídeo ( pigídios); tentaculitídeos - Tentaculites sp. (88 conchas); belerofontídeos - Plectonotus (Plectonotus) derbyi (4 conchas). Sedimentos associados - arenitos quartzosos, de granulometria fina, coloração esbranquiçada a arroxeada, com grãos arredondados a subarredondados, bem selecionados, muito micáceos, apresentando laminação e estratificação cruzada sigmoidal. Foram observados numerosos intraclastos de argila centimétricos, geralmente de formato elíptico e oxidados. Na unidade do afloramento km 35 estão presentes finas intercalações de siltito argiloso Espessura total de cerca de 9 cm na unidade do afloramento Oiti e de 35 cm na unidade do afloramento km 35. Discussão - Apesar de certas assinaturas (como o alto grau de fragmentação e a totalidade de valvas desarticuladas) sugerirem um paleoambiente de alta energia, a análise combinada de outras assinaturas (como a presença de incrustação) indica que este paleoambiente seria de energia moderada. Assim sendo, estas assinaturas estariam revelando as taxas de sedimentação baixas a intermediárias do depósito. As valvas com incrustações de tubos de poliquetas indicam que os bioclastos permaneceram expostos durante um tempo significativo para adquirirem esta assinatura, num substrato estável (FÜRSICH; OSCHMANN, 993). Entretanto, trabalhos com braquiópodes recentes (RODLAND et al., 6; RODRIGUES et al., 8) sugerem que esta assinatura (grau de incrustação) seria adquirida durante o breve intervalo entre a morte e o soterramento inicial dos macroinvertebrados, sem uma recolonização significante nos períodos posteriores de exumação dos bioclastos. Deste modo, a abundância e diversidade dos epibiontes não aumentariam com o maior tempo de exposição dos bioclastos, pois nas conchas recentes o maior grau de incrustação foi encontrado nas conchas mais jovens. O grau de incrustação também se relaciona com o tamanho dos bioclastos (MELDAHL;

69 67 FLESSA, 99), hipótese corroborada pelas evidências de incrustação somente nos braquiópodes (Pleurochonetes comstocki) de maior tamanho. A grande variação na qualidade de preservação dos bioclastos estaria relacionada com o soterramento e a exposição intermitente das conchas próximas à interface água/sedimento, com períodos de exposição menores do que os períodos de soterramento, revelando a mistura temporal do depósito (numa escala de 4 anos, segundo estudos atualísticos, como Carroll et al. (3)). Os breves períodos de exposição seriam devido à exumação e subsequente retrabalhamento por processos físicos (correntes de turbidez), pois a ocorrência de bioturbação é muito rara em ambos os afloramentos analisados. A ausência de espinhos em todas as valvas de P. comstocki, descrita como portadora de delicados espinhos na linha de charneira, também seria resultante destes períodos de exposição na interface água/sedimento. Além disso, a maior diversidade faunística desta tafofácies também sugere uma mistura temporal significativa, com distintas espécies apresentando diferentes graus de mistura temporal e espacial. O fato da maioria das bordas dos bioclastos, principalmente dos fragmentos, se apresentarem angulosas na unidade do afloramento Oiti, pode estar relacionado ao próprio tamanho diminuto dos bioclastos (menos suscetíveis ao desgaste devido à menor superfície exposta) e/ou ao menor grau de transporte e retrabalhamento dos mesmos. A predominância das bordas arredondadas na unidade do afloramento km 35, onde as maiores classes de tamanho prevalecem, também sugere esta correlação entre o tamanho dos bioclastos e o estado de suas bordas. Ambas as alterações das bordas estariam relacionadas com a permanência e frequência de exposição dos bioclastos na interface água/sedimento, e o arredondamento poderia apontar para um maior tempo/frequência de exposição ou grau de transporte. Entretanto, outras características da unidade do afloramento km 35 (como o grau de fragmentação menor e a má seleção dos segmentos corporais dos trilobitas) não suportam a hipótese de maior transporte ou tempo/frequência de exposição. Infere-se que o arredondamento das bordas estaria mais relacionado com o maior tamanho (e consequentemente maior superfície exposta) dos bioclastos. A presença de icnofósseis de locomoção e repouso de trilobitas no afloramento km 35 (formados entre os ciclos de sedimentação e preservados em hardgrounds) também indica que o transporte dos restos esqueléticos não deve ter sido muito extenso,

70 68 assim como a fraca seleção de um tipo específico de valva, em ambos os afloramentos. Na unidade do afloramento Oiti, a grande quantidade de fragmentos menores que 4 mm dificulta a observação da curvatura dos bioclastos, devido ao tamanho reduzido dos mesmos. Nos bioclastos maiores, passíveis de se identificar a concavidade, esta encontra-se voltada predominantemente para cima. Na unidade do afloramento km 35, o posicionamento da concavidade para cima, hidrodinâmicamente instável, é mais evidente, pois os fragmentos menores são raros. Esta disposição da concavidade, associada com a presença de valvas imbricadas, indica a atuação de correntes de turbidez unidirecionais, com o retrabalhamento e redeposição dos bioclastos. A distribuição dos bioclastos em seção, predominantemente concordante a oblíqua e raramente perpendicular ao acamamento, e a distribuição polimodal, em planta, também sugerem deposição por correntes de turbidez. Apesar do caráter polimodal, dois sentidos da distribuição em planta se destacam (NW e N), coincidindo com os principais sentidos de progradação dos lobos sigmoidais da Formação Cabeças, indicados por estudos sedimentológicos. Baseando-se nas assinaturas da tafofácies, é sugerida uma origem a partir de correntes de turbidez de águas rasas, que teriam causado seleção moderada dos bioclastos, redepositando os mesmos em diferentes níveis, de acordo com as suas densidades. Como salientado acima, a distribuição das classes de tamanho na unidade do afloramento km 35 apresenta um predomínio de bioclastos maiores (de 4 a 3 mm), enquanto na unidade do afloramento Oiti os fragmentos menores que 4 mm constituem a maioria. Devido a estes fatores, a unidade do afloramento km 35 é interpretada como tendo sido depositada pela porção inferior e mais proximal (de maior densidade) de correntes de turbidez. A outra unidade, de Oiti, seria o resultado da deposição de uma porção intermediária e mais distal destas correntes de turbidez. Finalmente, os bioclastos da tafofácies (fragmentos de cutículas vegetais e diminutas valvas desarticuladas) teriam sido transportados na porção superior (ainda mais distal e diluída) destas correntes de turbidez, e redepositados por decantação, ao final do processo. As correntes de turbidez teriam causado diversos episódios de retrabalhamento e erosão das tanatocenoses presentes nos lobos sigmoidais. Os numerosos

71 69 intraclastos de argila, centimétricos, elípticos e achatados, juntamente com outros indícios de erosão (contatos erosivos entre os pacotes de sigmóides), indicam que partes do sedimento e dos restos esqueléticos das tanatocenoses, e até mesmo das tafocenoses, foram incorporadas ao fluxo e remobilizadas, originando um depósito com uma mistura temporal e espacial relevante. Tabela 3 Tafofácies (unidade do afloramento Oiti). Análise quantitativa de toda a concentração de macroinvertebrados de Oiti, incluindo os fragmentos menores que 4 mm, com a distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 98. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (58,) (3,5) (8,9) 3 (,) 4 (,) 5 (,) 6 (,) TV - (,) (8,) (6,8) ART - () FRAG - (,9) (8,4) (58,7) CONC - (7,5) (,5) (7,) DBIO - (87,) (,5) (,5) INC - (95,4) (4,6) ECO -7 (88,6) (4,6) () 3 (5,9) 4 (,3) 5 (,3) 6 (,) 7 (,) BORD - (4,6) (6,) (4,) SEG -8 () () () 3 () 4 () 5 (33,3) 6 () 7 (33,3) 8 (33,4) DPLA E (,) N (37,5) NE (,4) NW (39,6) S (4,) SW (,) W (4,)

72 7 Tabela 4 Tafofácies (unidade do afloramento Oiti). Análise quantitativa de toda a concentração de macroinvertebrados de Oiti, excluindo os fragmentos menores que 4 mm, com a distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 384. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 () (7,9) (,4) 3 (4,7) 4 (,5) 5 (,3) 6 (,3) TV - (5,4) (46,3) (3,3) ART - (,) FRAG - (5,9) (43,5) (3,6) CONC - (44,) (6,5) (9,5) DBIO - (7,) (7,9) (,) INC - (88,) (,8) ECO -7 (74,8) (,) (,) 3 (3,4) 4 (,8) 5 (,8) BORD - (35,8) (3,) (33,) SEG -8 (,) (,) (,) 3 (,) 4 (,) 5 (33,3) 6 (,) 7 (33,3) 8 (33,4) DPLA E (,) N (35,6) NE (,) NW (5,) S (4,4) SW (,) W (4,4) Tabela 5 Tafofácies (unidade do afloramento Oiti). Análise quantitativa dos braquiópodes de Oiti, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 859. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (6,8) (7,4) (9,) 3 (,7) 4 (,) TV - (9,9) (7,8) (6,3) ART - (,) FRAG - (,4) (7,) 3 (6,5) CONC - (7,6) (9,5) (7,9) DBIO - (87,) (,3) (,6) INC - (95,3) (4,7) BORD - (4,4) (6,7) (3,9) ECO -7 (94,6) (4,9) () 3 (,5)

73 7 Tabela 6 Tafofácies (unidade do afloramento Oiti). Análise quantitativa dos biválvios de Oiti, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos =7. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 () () (4,3) 3 (4,9) 4 (4,3) 5 (4,3) 6 (4,3) TV - (8,6) (7,4) ART - () FRAG - (4,9) (57,) CONC - () () DBIO - (85,7) (4,3) INC - () BORD - (8,6) () (7,4) ECO -7 () () () 3 (8,6) 4 (4,9) 5 () 6 () 7 (8,6) Tabela 7 Tafofácies (unidade do afloramento Oiti). Análise quantitativa dos trilobitas de Oiti, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 3. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 () (33,3) (66,7) SEG -8 () () () 3 () 4 () 5 (33,3) 6 () 7 (33,3) 8 (33,4) ART - (,) FRAG - (33,3) (66,7) CONC - () (,) DBIO - (33,3) (66,7) INC - (,) BORD - (33,3) (66,7) ECO -7 () () () 3 () 4 () 5 (,)

74 7 Tabela 8 Tafofácies (unidade do afloramento Oiti). Análise quantitativa dos tentaculitídeos de Oiti, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 48. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (6,3) (9,7) (,) FRAG - (64,6) (3,3) (4,) DBIO - (89,6) (,4) DPLA E (,) N (37,5) NE (,4) NW (39,6) S (4,) SW (,) W (4,) ECO -7 () () () 3 (,) Tabela 9 Tafofácies (unidade do afloramento Oiti). Análise quantitativa dos belerofontídeos de Oiti, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos =. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 () () (,) FRAG - () (,) CONC - (,) DBIO - (,) INC - (,) ECO -7 () () () 3 () 4 () 5 () 6 (,)

75 73 Tabela Tafofácies (unidade do afloramento km 35). Análise quantitativa de toda a concentração de macroinvertebrados do km 35, inclusive dos fragmentos menores que 4 mm, com a distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 744. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (4,7) (36,6) (3,9) 3 (,5) 4 (5,9) 5 (,) 6 (,3) TV - (35,) (37,9) (7,) ART - () FRAG - (4,6) (54,6) (,8) CONC - (47,9) (36,) (6,) DBIO - (54,6) (44,4) (,) INC - (95,6) ( 4,4) ECO -7 (43,7) (3,) (4,7) 3 (3,8) 4 (,) 5 (3,) 6 (,9) 7 (,3) BORD - (7,3) (,) (8,5) SEG -8 (3,) (8,9) (,) 3 (3,6) 4 (7,) 5 (,3) 6 (8,4) 7 (7,) 8 (38,) DPLA - (96,6) () (3,4) Tabela Tafofácies (unidade do afloramento km 35). Análise quantitativa de toda a concentração de macroinvertebrados do km 35, excluindo os fragmentos menores que 4 mm, com a distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 79. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (,) (38,4) (3,4) 3 (,6) 4 (6,) 5 (,) 6 (,3) TV - (3,3) (4,) (6,8) ART - () FRAG - (5,4) (56,8) (7,8) CONC - (5,5) (35,5) (4,) DBIO - (54,4) (44,4) (,) INC - (95,) (4,8) ECO -7 (5,8) (3,) (4,9) 3 (4,9) 4 (,3) 5 (3,5) 6 (,) 7 (,4) BORD - (7,5) (,8) (8,7) SEG -8 (3,) (9,) (,) 3 (3,6) 4 (7,) 5 (,3) 6 (8,5) 7 (6,5) 8 (38,6) DPLA - (95,8) (,) (4,)

76 74 Tabela Tafofácies (unidade do afloramento km 35). Análise quantitativa dos braquiópodes do km 35, com os fragmentos menores do que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 348. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (4,9) (7,9) (8,) 3 (3,) 4 (6,9) TV - (34,) (35,3) (3,5) ART - (,) FRAG - (5,3) (49,) (5,6) CONC - (37,4) (33,3) (9,3) DBIO - (6,) (39,) (,9) INC - (9,5) (9,5) ECO -7 (93,4) (6,6) BORD - (4,4) (,3) (83,3) Tabela 3 Tafofácies (unidade do afloramento km 35). Análise quantitativa dos biválvios do km 35, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 69. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 TV - ART - FRAG - (,) (39,) (,) (46,4) (,4) (5,7) (53,6) (6,) (,) 3 (39,) 4 (9,) 5 (,4) 6 (,9) CONC - DBIO - INC - (55,) (5,) (,) (44,9) (47,8) ECO -7 (,) (,) (5,7) 3 (,7) 4 (3,) 5 (,) 6 (,) 7 (4,5) BORD - (9,) (,) (7,)

77 75 Tabela 4 Tafofácies (unidade do afloramento km 35). Análise quantitativa dos trilobitas do km 35, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 5. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (,9) (45,8) (45,3) 3 (8,) SEG -8 (3,) ART - FRAG - CONC - DBIO - INC - (,) (8,) (6,9) (46,7) (,) ECO -7 (8,9) (6,7) (37,8) (5,) (,) (9,) (,3) (,) 3 (3,6) 4 (7,) 5 (,3) 5 (,) 6 (8,4) 7 (7,) 8 (38,) BORD - (,) (8,) (,) (,) (,) (8,8) 3 (,) 4 (,) Tabela 5 Tafofácies (unidade do afloramento km 35). Análise quantitativa dos tentaculitídeos do km 35, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 88. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (8,) (77,3) (4,5) FRAG - (5,9) (58,) (6,) DBIO - (6,4) (38,6) DPLA (96,6) (,) (3,4) INC - (,) ECO -7 (,) (,) (,) 3 (,)

78 76 Tabela 6 Tafofácies (unidade do afloramento km 35). Análise quantitativa dos belerofontídeos do km 35, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 4. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (,) (,4) (57,) 3 (,4) FRAG - (57,) (4,9) CONC - (64,3) (35,7) DBIO - INC - (4,3) (,) (85,7) ECO -7 (,) (,) (,) 3 (,) 4 (,) 5 (,) 6 (,)

79 TAFOFÁCIES 3 Diagnose - Concentrações fossilíferas fracamente a moderadamente empacotadas e bem selecionadas, com a predominância de valvas desarticuladas, sem incrustações, com grau de fragmentação ausente ou baixo e bordas sem modificações aparentes. Apresenta também raras valvas articuladas. Interpretação Sedimentação episódica, devido à ação de correntes de turbidez de águas rasas desencadeadas por tempestades. Transporte de areias por ação combinada de fluxos oscilatórios intensos (ondas de tempestade) com correntes de turbidez. Descrição A tafofácies 3 apresenta concentrações fossilíferas suportadas por matriz, fracamente a moderadamente empacotadas e bem selecionadas. O grau do empacotamento diminui em direção ao topo, tornando-se disperso. A sua geometria em camada acompanha a geometria tabular dos arenitos com estratificação cruzada hummocky, e sua estrutura interna é simples. Os tamanhos predominantes dos bioclastos são de até mm (95,3%). Quando os fragmentos menores que 4 mm são excluídos, a distribuição dos tamanhos não sofre modificação relevante (94,7%). Não se observa incrustação em quaisquer dos bioclastos, e as valvas ventrais são maioria (53,%). A maioria das valvas dos terebratulídeos está desarticulada, porém ocorrem raramente moldes internos de valvas articuladas. Nos blocos preparados para a análise quantitativa, foram encontrados cinco destes moldes internos articulados (steinkern), dentre as 6 valvas desarticuladas de terebratulídeos. Entretanto, os mesmos não foram incluídos nas tabelas, pois não seriam adequados para a análise das demais assinaturas tafonômicas. Além disso, a frequência de articulação aparentava ser maior em alguns blocos rolados, que não foram incluídos na presente análise. Os graus de fragmentação ausente (48,4%) e baixo (4,3%) são dominantes, assim como a concavidade para cima (56,8%). A distribuição dos bioclastos em seção é predominantemente concordante (64,8%) e oblíqua (34,3%), com diversas valvas imbricadas e raras perpendiculares (,9%). A distribuição em planta apresenta-se polimodal, mas orientações no sentido NW se destacam (3,4%). As

80 78 bordas não apresentam modificações aparentes em sua maioria (48,%), mas também podem ser arredondadas (3,%) ou angulosas (,6%). Os valores citados acima referem-se a toda a concentração fossilífera, sendo muito semelhantes aos valores dos braquiópodes isolados, pois os mesmos constituem 75,% do total de bioclastos analisados. As raras valvas de biválvios (Grammysioidea sp.), se apresentam muito dispersas, mal preservadas, e associadas a intraclastos de argila. Fauna associada - braquiópodes - terebratulídeos (6 valvas ou fragmentos), biválvios - Grammysioidea lundi ( valvas), tentaculitídeos - Tentaculites sp. (5 conchas), Pleurochonetes comstocki ( valvas), trilobitas ( somitos) e fragmentos de cutículas vegetais. Sedimentos associados - arenitos quartzosos, de granulometria fina, coloração amarelada a arroxeada, com grãos arredondados a subarredondados, bem selecionados, muito micáceos, apresentando estratificação cruzada hummocky e numerosos intraclastos centimétricos de argila. Espessura total de aproximadamente cm no afloramento Oiti. Discussão - A análise combinada das assinaturas da tafofácies 3 indica que a origem do depósito ocorreu sob um contexto de sedimentação episódica, com a influência de correntes de turbidez de águas rasas, que poderiam ter sido geradas por tempestades. De um modo geral, a qualidade de preservação dos bioclastos é melhor, devido ao rápido soterramento. Apesar de ter sofrido um suposto maior grau de transporte devido às tempestades, a baixa diversidade faunística dessa concentração fossilífera, associada com a presença de valvas articuladas, sugere um menor grau de mistura temporal para esta concentração, quando comparada com a tafofácies. A distribuição dos bioclastos em seção é predominantemente concordante a oblíqua, com diversas valvas imbricadas e raras perpendiculares ao plano de acamamento. Há uma acentuada seleção das classes de tamanho e as valvas ventrais são maioria, assim como o posicionamento da concavidade para cima. Estas feições são características de concentrações fossilíferas formadas em condições turbulentas, com o retrabalhamento e redeposição dos bioclastos. Deste

81 79 modo, infere-se uma ação combinada de fluxos oscilatórios intensos (ondas de tempestade) com correntes de turbidez. A predominância das valvas ventrais seria devido à maior susceptibilidade das mesmas ao transporte, pois estudos com braquiópodes atuais (SIMÕES et al., 5) verificaram uma menor velocidade de decantação das mesmas, quando comparadas com as valvas dorsais. Os tentaculitídeos da tafofácies 3 indicam uma distribuição em planta polimodal (com ligeira prevalência do sentido NW), relacionada às correntes de turbidez, e o soterramento rápido é indicado pela ausência de incrustação em todos os bioclastos. A presença de valvas articuladas de terebratulídeos (constituindo os únicos registros de valvas articuladas nos afloramentos do Membro Passagem) corrobora a indicação de sedimentação episódica. O hábito de vida destes braquiópodes não justificaria uma melhor preservação da articulação de suas valvas, pois são epibentônicos. De modo diverso, as valvas dos biválvios, de hábito infaunístico, se apresentam desarticuladas, muito dispersas e com baixa qualidade de preservação. Isto poderia indicar que essas valvas foram expostas por maiores intervalos de tempo e/ou com maior frequência do que as valvas dos terebratulídeos, até que os bioclastos foram erodidos, transportados e soterrados pelo evento episódico. Além disso, as correntes de turbidez responsáveis pela formação da tafofácies 3 podem não ter incorporado apenas o material de tanatocenoses preexistentes, mas também de biocenoses. A diminuição do grau de empacotamento e do tamanho dos bioclastos da base para o topo da camada (associadas ao maior grau de fragmentação), sugere que a porção basal do fluxo (mais densa) depositou primeiramente as valvas inteiras, de maior densidade. Com a evolução e perda de eficiência do fluxo, as valvas menores ou mais fragmentadas e os fragmentos vegetais teriam sido depositados posteriormente, de modo mais disperso.

82 8 Tabela 7 Tafofácies 3. Análise quantitativa de toda a concentração de macroinvertebrados de Oiti, incluindo os fragmentos menores que 4 mm, com a distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 3. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (,) (83,) (4,) 3 (,5) TV - (34,) (5,5) (3,6) ART - FRAG - () (48,4) () (4,3) (,3) CONC - (56,8) (38,9) (4,3) DBIO - (64,8) (34,3) (,9) INC - ECO -6 () () (75,) () 3 (4,9) BORD - (48,) (,6) (3,) DPLA N (9,6) NE (,8) NW (3,4) S (7,6) SW (9,8) W (9,8) Tabela 8 Tafofácies 3. Análise quantitativa de toda a concentração de macroinvertebrados de Oiti, excluindo os fragmentos menores que 4 mm, com a distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 87. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 () (94,7) (4,8) 3 (,5) TV - (37,) (5,9) (,) ART - FRAG - () (48,) () (45,5) (6,4) CONC - (55,7) (43,6) (,7) DBIO - (64,7) (34,) (,) INC - (,) ECO -6 (73,8) (,) (,) 3 (6,) BORD - (5,) (9,3) (3,7) DPLA N (,3) NE (,6) NW (38,3) S (,6) SW (8,5) W (,6) Tabela 9 Tafofácies 3. Análise quantitativa dos braquiópodes de Oiti, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos =6. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (3,8) (8,5) (3,8) TV - (33,) (53,) (3,8) ART - () () FRAG - (5,3) (38,) (,6) CONC - (56,9) (38,8) (4,4) DBIO - (6,9) (36,9) (,3) INC - (,) BORD - (48,8) (,9) (9,4) ECO -6 () (,)

83 8 Tabela Tafofácies 3. Análise quantitativa dos biválvios de Oiti, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos =. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 () () (5) 3 (5) TV - () ART - () FRAG - (5) (5) CONC - (5) (5) DBIO - () () INC - () BORD - () () () ECO -6 () () () 3 () Tabela Tafofácies 3. Análise quantitativa dos tentaculitídeos de Oiti, incluindo os fragmentos menores que 4 mm. Distribuição percentual ( a %) do intervalo de valores (- a -8) das categorias das assinaturas tafonômicas; número de bioclastos = 5. Os significados dos intervalos de valores e abreviaturas das assinaturas estão no quadro (página 3). TAM -6 (7,8) (88,) (3,9) FRAG - (39,) (5,) (9,8) DBIO - (76,5) (3,5) DPLA N (9,6) NE (,8) NW (3,4) S (7,6) SW (9,8) W (9,8) ECO -7 () () () 3 (,)

84 8 Figura 8 Perfil estratigráfico do afloramento Oiti, no Município de Pimenteiras, com o posicionamento das tafofácies, e 3. Barras de escala = cm.

85 83 Figura 9 Perfil estratigráfico do afloramento km 35, no Município de Picos, com o posicionamento das tafofácies e. Barras de escala = cm.