UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE JANEIRO ANÁLISE PALEOPEDOLÓGICA DA FORMAÇÃO RESENDE NAS BACIAS DE RESENDE E VOLTA REDONDA E SUAS IMPLICAÇÕES PALEODEPOSICIONAIS LUCAS BALSINI GARCINDO 2009 UFRJ ANÁLISE PALEOPEDOLÓGICA DA FORMAÇÃO RESENDE NAS BACIAS DE RESENDE E VOLTA REDONDA E SUAS IMPLICAÇÕES PALEODEPOSICIONAIS Lucas Balsini Garcindo 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 para a obtenção do grau de Mestre em Ciências (Geologia). Orientadores: Claudio Limeira Mello, Renato Rodriguez Cabral Ramos Helena Polivanov Rio de Janeiro Julho de 2009 GARCINDO, LUCAS BALSINI ANÁLISE PALEOPEDOLÓGICA DA FORMAÇÃO RESENDE NAS BACIAS DE RESENDE E VOLTA REDONDA E SUAS IMPLICAÇÕES PALEODEPOSICIONAIS [Rio de Janeiro] 2009. 198 p., 65 estampas (Instituto de Geociências, Msc., Programa de Pós-graduação em Geologia, 2009). Dissertação – Universidade Federal do Rio de Janeiro, realizada no Instituto de Geociências. 1. Formação Resende 2. Petrografia 3. Paleossolo 4. Sedimentologia 5. Paleógeno ANÁLISE PALEOPEDOLÓGICA DA FORMAÇÃO RESENDE NAS BACIAS DE RESENDE E VOLTA REDONDA E SUAS IMPLICAÇÕES PALEODEPOSICIONAIS Lucas Balsini Garcindo Orientadores: Claudio Limeira Mello, Renato Rodriguez Cabral Ramos, Helena Polivanov Dissertação de Mestrado Apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro/UFRJ, como requisito para a obtenção do título de Mestre em Geologia. Aprovada em ________________________ Drº Ismar de Souza Carvalho, UFRJ ________________________ Drª Lucy Gomes Sant’Anna, USP ________________________ Drº Claudio Riccomini, USP Rio de Janeiro Julho de 2009 Às minhas lindas, Paloma e Gina. AGRADECIMENTOS Aos meus pais, meus irmãos e minha família pelo apoio irrestrito e pelo amor incondicional. À Martha e todos da família Faraco Bianchini. À Professora Loiva Lizia Antonello e toda a sua sabedoria. Aos meus professores e orientadores Claudio Limeira Mello, Renato Rodriguez Cabral Ramos e Helena Polivanov, pelo vasto conhecimento transmitido e pela crença nesse trabalho. Muito obrigado por terem me apoiado durante todo o tempo. Aos amigos do CLM (sala J02-23), especialmente aos geólogos Lucas Costa, Diogo Justa Miranda, Carolina Ribeiro, Thiago da Silva e Guilherme Martins Costa, pelos momentos de aprendizado que proporcionaram. Aos professores Nuno Campos Filho e Rossana Faraco Bianchini, pela semente plantada. À galera da Jagua (a eterna). À FAPERJ, pela concessão da bolsa nota 10. Ao professor Leonardo Borghi, coordenador do Programa de Pós-Graduação de Geologia da UFRJ, e todos os professores que ajudaram de alguma forma no trabalho. À Christina Barreto, do Programa de Pós-Graduação de Geologia da UFRJ, pelo incentivo nas horas difíceis. Ao Roberto Gomes, Osório Luiz, Tarcísio Abreu, Carlos Alberto Conceição e todos os técnicos e funcionários dos laboratórios do Departamento de Geologia do CCMN do Fundão. Ao JAZZ. iv RESUMO ANÁLISE PALEOPEDOLÓGICA DA FORMAÇÃO RESENDE NAS BACIAS DE RESENDE E VOLTA REDONDA E SUAS IMPLICAÇÕES PALEODEPOSICIONAIS Lucas Balsini Garcindo Orientadores: Claudio Limeira Mello, Renato Rodriguez Cabral Ramos, Helena Polivanov Resumo da Dissertação de Mestrado Apresentada ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro/UFRJ, como requisito para a obtenção do título de Mestre em Geologia. A Formação Resende (Paleógeno) é a unidade ersátrfiactaig que constitui o principal preenchimento mseednitar das bacias de Resende e Volta Redonda no segmentroa l cdo Rift Continental do Sudeste do Brasil, tipicamente caracterizada por uma sucessão dei oasr,c óssiltitos e argilitos esverdeados, semiconsaodloids. Os arenitos são maciços ou estratificados, ocasionnatelm ceonglomeráticos, com quantidades variáveis adteri zm lamosa. Os pelitos apresentam intensidade varidáev eicl nofósseis de fauna e raízes, que produzemõ epsa dr mosqueados e variegados. Tais depósitos são ienttaedrpors como fluviais, associados a canais e pela ndíec i inundação. Na literatura, citações sobre pedof áncaie sFormação Resende referem-se à presença det ecsa,l cr também atribuídos por alguns autores a processeoásti cfors. O objetivo do presente estudo é apres ean tar caraterização de pedofácies descritas em afloraoms ednat Formação Resende, discutindo possíveis cleosn tro autocíclicos e alocíclicos na sua gênese. A meotogdiao ladotada incluiu: levantamento de perfis faócgiioclos na escala 1:20; interpretação da arquitetura deponsaicl ieom fotomosaicos; análise granulométrica de m5o2s atras; análise de mineralogia de argilas de 17 amostrnaásli;s ae micromorfológica de 17 amostras indeform.a dAass principais fácies sedimentares descritas corresepmo nad: i) arcósios com laminação horizontal incitpeie, nem camadas tabulares ou lenticulares, interpretadoms o cofluxos trativos não confinados, associados a extravasamentos dos canais de arrombamento; ini)i toasr earcosianos finos, maciços, tabulares; iimi) itloas maciços bioturbados; vi) argilitos. Foram recondhaesc iduas pedofácies: a pedofácies I é caracte rpizoard caor de fundo cinza, com mosqueado alaranjado (goethistatr)u, teura em blocos angulares, variado grau de rbiaoçtuão, presença de superfícies de fricção e apresentuar ate pxrtedominantemente síltica a arenosa fina; ao fápceides II caracteriza-se por cor de fundo bruno-avermelhacdoom, halos de depleção cinza e bordas avermelhadas (hematita), estrutura em blocos angulares a grusm, oesleovado grau de bioturbação, abundantes suipees rfdíce fricção, freqüentes nódulos férricos, rizoconcresç õde manganês e textura lamosa. Ambas as pedo fácies apresentam geometria tabular, e contatos abrupot otso pno e graduais na base. Evidências micromorifcoalósg apontam para a formação destas pedofácies em steogsm inetnermediários e distais de planícies de inçuãnod,a sazonalmente saturados por água subterrânea obue retocso por fluxos aquosos. As feições de mosquea do variegado são atribuídas à alteração subaérea ddiom esneto aluvial sob diferentes regimes hidrológ,i cos denominando-se pseudogleização ou gleização poar ásugpuerficial, e gleização por água subterrânea. A pedofácies I é interpretada como antigos gleis seomlospilhados, sob controle autocíclico, desenvolsv ideom planícies de inundação. A pedofácies II é intearpdrae t como paleossolos vérticos desenvolvidos em paleoterraços, livres da sedimentação constant ep ldaansícies de inundação, sendo formada a partifra tdoere s alocíclicos. Palavras-chave: petrografia; paleossolo; Formação eRsende; Paleopedolog ia Rio de Janeiro Julho de 2009 v ABSTRACT PALEOPEDOLOGIC ANALYSIS OF RESENDE FORMATION IN RESNDE AND VOLTA REDONDA BASINS AND THEIR PALEODEPOSITIONAL IMPLICATIONS. Lucas Balsini Garcindo Orientadores: Claudio Limeira Mello, Renato Rodriguez Cabral Ramos, Helena Polivanov Abstract da Dissertação de Mestrado Apresentada ao Programa de Pós-graduação em Geologia, Instituto de Geociências, da Universidade Federal do Rio de Janeiro/UFRJ, como requisito para a obtenção do título de Mestre em Geologia. The Resende Formation (Paleogene) is a litostraapthigicr unit that represents the main sedimentalriyn gf ilof Resende and Volta Redonda basins, locate in thtera cl epnortion of Continental Rift of Southeasterna Bzirl, typically caractherized by a sucession of semi-ocolidnasted greenish arkoses, siltstones and clays.t one Sandstones are massive in structure or stratiofieccda, sionally conglomeratic, with variable quansti tioef mud matrix. Mudstones show a variable intensity of aanl imand root burrows, that produces mottle and vgartiee patterns. Deposits which are interpreted as flusv, iasl sociated with channels and floodplains. Rnecferse about pedofacies in the Resende Formation points to rtehsee pnce of calcretes, attributed by some autho prsh rteoatic processes. The goal of this work is to presentd ao fpaecies characterization described in the outc orof pRsesende Formation, discussing the possibility of autocy calincd allocyclic controls in its genesis. In the coroupt s chosen for the research, Resende Formation deposits aprer imsuposed, in erosive contact, by fluvial sucensss.i o Methodology includes: sedimentary logs (1:20); pohmootsaic interpretation of depositional architec;t ure granulometric analysis of 52 samples; clay minegrya loanalysis of 12 samples; petrographic and micromorphologic analysis of 17 samples. The maeidni msentary facies described corresponds to: ark wositehs poor horizontal lamination of tabular to lenticu blaerds; fine arkosic massive sandstones with ta bgueloamr etry; bioturbated massive mudstones; intensively biottuerdb aclaystones. Two pedofacies were recognizedo: fpaecides I with gray background, orange mottles (goethibtelo),c ky structure, variable grades of bioturbatisolnic,k ensides and silty to sandy texture; pedofacies II charaizcetedr by brownish-red background, with gray deplne thioalos with red rims, strong blocky to crumby structurele, veated grades of bioturbation, abundant slickeenss, idiron nodules, manganese rizocretions and mud to clatuy rtee.x Both pedofacies shows abrupt contacts int otph ea nd diffused contacts in the basis. Micromorphologici devnce points to intermediate do distal segment s of floodplains in the formation of these pedofaciesa,s sonally saturated by groundwater or covered btey rw flaows. Mottle and variegate features are attributed to -aseurbial alteration of alluvial sediment under drieffnet hydrologic conditions, denominated pseudogleiza otior nsurficial water gleization, and groundwateri zgaletion. Pedofacies I is interpreted as ancient stacked sgoleilsy, under autocyclic controls. Pedofacies IiIn itserpreted as vertic paleosols developed in paleoterrace frees teoaf dy sedimentation of the floodplains, being feodrm by allocyclic factors. Keywords: petrography; paleosols; Resende Formation; Paleopedology Rio de Janeiro Julho de 2009 vi SUMÁRIO AGRADECIMENTOS..........................................................................................................IV RESUMO....................................................................................................................................V ABSTRACT..........................................................................................................................VI LISTA DE FIGURAS.............................................................................................................X LISTA DE TABELAS........................................................................................................XVII 1 INTRODUÇÃO.......................................................................................................................1 2 ÁREA DE ESTUDO............................................................................................................ 3 2.1 LOCALIZAÇÃO E ACESSOS..................................................................................3 2.2 GEOLOGIA REGIONAL............................................................................................4 2.2.1 Embasamento.............................................................................................4 2.2.2 Rifte Continental do Sudeste do Brasil......................................................8 2.2.3 Estratigrafia e evolução das bacias de Res e nVdolta Redonda........................10 2.3 UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS......................................................................12 2.3.1 Formação Ribeirão dos Quatis........................................................................13 2.3.2 Formação Resende..................................................................................14 2.3.3 Basanito Casa de Pedra...................................................................................16 2.3.4 Formação Pinheiral.........................................................................................17 2.3.5 Formação Floriano..........................................................................................19 3 PALEOPEDOLOGIA.....................................................................................................20 3.1 CONCEITO...............................................................................................................20 3.2 PEDOFÁCIES PALEOSSOLOS ALUVIAIS..........................................................2..1.. 3.3 PEDOESTRATIGRAFIA.........................................................................................27 3.4 MICROMORFOLOGIA................................................................................................29 4 METODOLOGIA...........................................................................................................34 4.1 LEVANTAMENTO E DESCRIÇÃO DE CAMPO........................................................34 4.2 AMOSTRAGEM......................................................................................................35 4.3 ANALISES LABORATORIAIS...................................................................................36 vii 4.3.1 Análise granulométrica..............................................................................36 4.3.2 Análise petrográfica...................................................................................37 4.3.3 Análise micromorfológica..........................................................................38 4.3.4 Análise de mineralogia das argilas...........................................................40 4.3.5 Análise de minerais pesados...................................................................41 5 RESULTADOS ..................................................................................................................44 5.1 PERFIL SEDIMENTOLÓGICO..............................................................................44 5.1.1 Perfil Ponte dos Arcos - bacia de Resen.d..e...................................................4. 4 5.1.2 Perfil Rodovia do Contorno – bacia de Voltae doRnda, Gráben Casa de Pedra...............................................................................................................................47 5.2 LITOFÁCIES SEDIMENTARES, PEDOFÁCIES E ARQUITETRUA DEPOSICIONAL............................................................................................................50 5.3 ANÁLISE GRANULOMÉTRICA.............................................................................60 5.3.1 Ponte dos Arcos........................................................................................60 5.3.2 Rodovia do Contorno................................................................................70 5.4 ANÁLISE PETROGRÁFICA........................................................................................77 5.4.1 Textura e trama................................................................................................77 5.4.2 Fração areia..............................................................................................78 5.4.3 Fração fina.................................................................................................86 5.4.4 Cimento.....................................................................................................88 5.4.5 Estruturas...................................................................................................88 5.5 CLASSIFICAÇÃO PETROGRÁFICA.........................................................................93 5.6 ANÁLISE MICROMORFOLÓGICA...........................................................................96 5.6.1 Estrutura e microestrutura........................................................................96 5.6.2 Orientação e padrão de distribuição de b..a..s..e...........................................9..8 5.6.3 Distribuição c/f...........................................................................................98 5.6.4 Porosidade.......................................................................................................99 5.6.5 Componentes..........................................................................................103 5.6.6 Fundo matricial (matriz-S)............................................................................103 5.6.7 Caracteres pedológicos (pedocaractere.s..).............................................1..0. 7 5.6.8 Aspectos micromorfológicos das fácies Sh e.. .S...m.........................................116 5.6.9 Aspectos micromorfológicos das fácies Fl, Fes Fmm.......................................118 viii 5.7 ANÁLISE DE MINERALOGIA DE ARGILAS............................................................1 26 5.7.1 Rodovia do Contorno..............................................................................126 5.7.2 Ponte dos Arcos......................................................................................129 6 DISCUSSÃO..................................................................................................................13 3 6.1 CORES DOS DEPÓSITOS DA FORMAÇÃO RESENDE......................................133 6.1.1 Gleização.................................................................................................135 6.1.2 Pesudogleização............................................................................................137 6.2 GÊNESE DE LITOFÁCIES E PEDOFÁCIES......................................................1..3..7. 6.2.1 Fácies Sh e Sm.......................................................................................137 6.2.2 Fácies Fl, Fsm e Fm...............................................................................138 6.3 ARGILOMINERAIS DA FORMAÇÃO RESENDE.......................................................141 6.4 MODELO PALEODEPOSICIONAL..........................................................................144 7 CONCLUSÃO..................................................................................................................148 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS................................................................................150 APÊNDICE A – Ficha de descrição micromorfológica.....................................................157 APÊNDICE B – Descrição petrográfica e micromorfológica.............................................1..6. 0 ix LISTA DE FIGURAS Figura 1 – Mapa geológico entre Rio de Janeiro oe PSaãulo, com a localização da área de estudo (retângulo vermelho), maciços alcalinos dlinoh Aamento Magmático de Cabo Frio (números) e bacias cenozóicas (letras maiúscuMlaasc)i.ç os alcalinos: 1) Poços de Caldas; 2) Passa Quatro, Itatiaia e Morro Redondo; 3) TingMueán, danha; 4) Soarinho, Tanguá; Rio Bonito; 5) São Sebastião e Búzios. Bacias cenosz:ó Aic)a São Paulo; B) Taubaté; C) Resende; D) Volta Redonda; E) Macacu e Itaboraí. Modificadao Folha Rio de Janeiro (SF-23) 1:1.000.000 (Geobank/CPRM)..............................................................................................5 Figura 2 – Mapa geológico da área de estudo cocma:li zloação dos afloramentos (pontos em vermelho); delimitação das coberturas sedimentnaarse sb acias de Resende e Volta Redonda; e as principais estruturas e litologias do embasaom. eMnot dificado das Folhas Santa Rita de Jacutinga, Barra do Piraí e Volta Redonda 1:100 (.G00e0obank/CPRM)..................................7 Figura 3 – Modelo digital de elevação (SRTM) do RBC eSntre Rio de Janeiro e São Paulo em perspectiva, com a localização da área de estuedtâon (grulo vermelho). Em evidência as principais áreas soerguidas/abatidas do embasa,m ebnatcoias e depósitos sedimentares cenozóicos. Legenda: Paleógeno (laranja), Neógebneog e() e sedimentos quaternários indiferenciados (amarelo). Exagero vertical aproaxdimo de 2x; iluminação em 315º/30º. ...........................................................................................................................................8 Figura 4 – Fases de evolução tectônica das baoc iases gdmento central do RCSB (Riccomini, 1989)....................................................................................................................................10 Figura 5 – Modelo digital de elevação (SRTM) da aá rdee estudo em perspectiva, em evidência estruturas, bacias, unidades litoesrtárafitcigas da cobertura sedimentar e afloramentos (vermelho). Legenda: Cretáceo, maaclicçaol ino do Morro Redondo (verde), Paleógeno (laranja), Neógeno (bege), Pleistocemnoa r(ealo) e Holoceno (amarelo claro). Exagero vertical aproximado de 2x; iluminação em5º /3310º..................................................11 Figura 6 – Diagramas cronoestratigráficos das bs adceia Resende (Ramos, 2003) e Volta Redonda (Sanson, 2006)......................................................................................................13 Figura 7 – Litofácies da Formação Ribeirão dos iQs:u a)t arenitos feldspáticos grossos com estratificação plano-paralela e intraclastos pceolsít i erodido por ortoconglomerado; b) ortoconglomerado com estratificação cruzada acdaan ael abrecha intraformacional...............13 Figura 8 – Litofácies da Formação Resende: a eo nbg)l ocmerado polimítico matriz suportado, depósito de leque aluvial proximal; c) arcósio gsoro scom estratificação plano-paralela, estruturas de carga na base do depósito de caunvaial l,f lerodindo argilito bioturbado da planície de inundação; d) arcósio com estratifioc açcãruzada acanalada; e) aspecto do afloramento da seção-tipo, onde observam-se arsc óesmio geometria de lentes estendidas intercalados a lamitos arenosos bioturbados; f)ó sdietop de arenitos finos lamosos, de estrutura maciça e geometria tabular a lenticusltaern edida................................................15 Figura 9 – Afloramento do Basanito Casa de Pederarr,a md es de ankaramito alterado por pedogênese recente, próximo ao Bairro Jardim Tnirtaedse em Volta Redonda, em contato x concordante com a Formação Resende........................................................................17 Figura 10 – Litofácies da Formação Pinheiral nai ab adce Volta Redonda: a) imbricação de clastos na base de um depósito de ortoconglome bra) ddoe; pósitos de conglomerados com estratificação cruzada acanalada; c) discordânrcoias ivea entre argilitos bioturbados da Formação Resende (base) com depósitos de cancaaislh coassos da Formação Pinheiral (topo); d) aspecto em planta do assoalho dos depósitosl ocmoenrgáticos, compostos por clastos arredondados imbricados de quartzo leitoso................................................................18 Figura 11 – a) depósito de canal fluvial cascal hsoosboreposto em contato erosivo a um paleossolo desenvolvido sobre o topo de um lameit op ladnície de inundação; b) aspecto do mesmo depósito de canal composto por arenito maé digor osso, conglomerático, com estratificação plano-paralela erodindo o lamito sqeu emostra menos bioturbado na base, com destaque ao contato erosivo lateral da escavação cdaonal no substrato lamoso............................................................................................................................22 Figura 12 – Diagrama esquemático mostrando o r opl adleossolos que podem se formar numa espessa sucessão vertical, dependendo dsa sd eta axcaumulação sedimentar, pausa e sua duração: a) paleossolo intensamente intemperizoardmoa fdo em superfície de inconformidade, pelo longo tempo de estabilidade da paisagem ee sden dvolvimento do solo; b) sequência espessa de múltiplos paleossolos formados em dtoesp ódsei planícies de inundação, pelo fato da erosão ser insignificante e a sedimentação acnotnes; tc) uma pausa moderadamente longa na sedimentação relacionada a incisão do vale zpiruo dum paleossolo mais bem desenvolvido que os paleossolos múltiplos, mast ãnoã oin tensamente intemperizado como o paleossolo desenvolvido sobre a inconformidade p(Ataddao de Kraus, 1999)........................24 Figura 13 – Diagrama esquemático das relações uenitdreades pedoestratigráficas e as outras unidades previstas no código norte-americano dera tiegsrat fia (NORTH AMERICAN STRATIGRAPHIC CODE, 2004....................................................................................28 Figura 14 - Perfil sedimentológico do afloramenoton tPe dos Arcos na bacia de Resende......46 Figura 15 - Perfil sedimentológico do afloramentod Rovia do Contorno na bacia de Volta Redonda.........................................................................................................................48 Figura 16 – a) Litofácies Sh e Ss, apresentanmdoin alação horizontal incipiente, superfícies erosivas e gradação normal; b) litofácies Fl, aepnrteasndo laminação horizontal incipiente e icnofósseis; c) litofácies Sm de estrututa mac içican oefósseis; d) litofácies Fsm apresentando superfícies de ferruginização e mosqueado, esatr umtuarciça ou em pequenos bloc..o..s........52 Figura 17 – Litofácies sedimentares Ss, Sh, Sm F, sFml, e Fm (pedofácies PI e PII associadas) e elementos arquiteturais CR, CS, FF do afloram ePnotnote dos Arcos. Linha contínua – contato nítido; linha tracejada – contato infer idlinoh; a pontilhada – contato difuso. Códigos conforme tabelas 1, 2, 3................................................................................................53 Figura 18 – Litofácies sedimentares Sh, Sm, Fl, Fe sFmm (pedofácies PI e PII associadas) e elementos arquiteturais CR, CS, FF do afloramenotdoo Rvia do Contorno. Linha contínua – contato nítido; linha tracejada – contato infer idlinoh; a pontilhada – contato difuso. Códigos conforme tabelas 1, 2, 3................................................................................................53 Figura 19 – a) Pseudogleização associada à facsimes, cFom concreções de óxidos de Mn xi nucleando halos de depleção de marcas de raíizeosh a (lros); b) pseudogleização sobre fácies Fm com intensa rubificação da matriz e halos dele dçeãpo de marcas de raízes (rizohalos) com bordas de hematita reprecipitada; c e d) gleizapçoãr oá gua subterrânea sobre fácies Fsm, com halos glebulares de precipitação em torno e enst rme aarcas de raízes, com precipitação de goethita, lepidocrocita e hematita........................................................................................5 6 Figura 20 – Fotomosaico e análise arquitetural fdloor aamento Ponte dos Arcos. (CR) canal marginal ou arrombamento; (CS) leque de arronbaom; e(FnFt ) finos da planície de inundação; (CH) canais fluviais ativos; (GB) formas de lecitaos calhosas; (SB) formas de leito arenosas. Números referem-se à hierarquia dos contavtiodse t(exto). Rachuras indicam desenvolvimeto pedogenético nestas superfícies...................................................................................5 8 Figura 21 – Fotomosaico e análise arquitetural fdloor aamento Rodovia do Contorno. (CR) canal marginal ou arrombamento; (CS) leque de baarrmonento; (FF) finos da planície de inundação; (CH) canais fluviais ativos; (GB) form daes leito cascalhosas; (SB) formas de leito arenosas. Números referem-se à hierarquia dos tocso n(tvaide texto). Rachuras indicam desenvolvimeto pedogenético nestas superfíci.e..s.........................................................58 Figura 22 – Diagrama ternário de distribuição treaxlt u (Folk, 1974) das amostras do afloramento Ponte dos Arcos........................................................................................63 Figura 23 – Distribuição vertical das classes treaxistu ao longo do perfil Ponte dos Arcos...............................................................................................................................64 Figura 24 – Histograma de uma amostra represean tadtiev lamitos arenosos com predominância de fração areia.............................................................................................65 Figura 25 – Histograma de uma amostra represean tdaeti vlamitos arenosos onde predominam finos.................................................................................................................................65 Figura 26 – Histograma de um arenito lamoso eviidaenndco distribuição de curtose platicúrtica a leptocúrtica, assimetria positivoam, c cauda de finos e grau de seleção maior nas classes arenosas de maior frequência..........................................................................68 Figura 27 – Histograma de um argilito evidencianddisot ribuição de curtose platicúrtica a leptocúrtica, assimetria positiva, com cauda deo sf ine grau de seleção maior nas classes arenosas de maior frequência.......................................................................................69 Figura 28 – Diagrama ternário de distribuição treaxlt u(Folk, 1974) das amostras do afloramento Rodovia do Contorno.......................................................................................70 Figura 29 – Distribuição vertical das classes treaxistu ao longo do perfil Ponte dos Arcos.....72 Figura 30 – Histograma de um arenito siltoso evcidiaenndo distribuição de curtose mesocúrtica a platicúrtica, assimetria positivam, ccoauda de finos.........................................73 Figura 31 – Histograma de um lamito arenoso eviidaenndco distribuição de curtose muito platicúrtica e bimodal, assimetria positiva comd caa ude finos..........................................74 Figura 32 – Histograma de um argilito evidencianddisotr ibuição de curtose extremamente a xii muito leptocúrtica, assimetria negativa................................................................................75 Figura 33 – Histograma de um arenito lamoso, astrsiiam peositiva e curtose platicúrtica.......76 Figura 34 – Mineralogia do arcabouço e aspectotsu rtaeixs. a) Lâmina P1N06 observam-se cristais subédricos e anédricos parcialmente adlotesr ade microclina e ortoclásio (Kf) em XPL com cristais de quartzo monocristalino; b) mesmtoa efom PPL evidenciando os poros (P) de empacotamento complexo, revestidos por sesquió xei dmoastéria orgânica amorfa (MOA); c) lâmina VN3 com feldspatos alcalinos (Kf), quartzQoz )(, biotita (Bt) e muscovita (Mo) em XPL e a forte anisotropia da epimatriz; mesma efomto P PL, onde observa-se microagregados de MOA e Mn provavelmente. d) mesma lâmina em PePxiLb,i ndo microagregados de MOA e argila iluvial (cutãs) entre os cristais do aorcuaçbo (epimatriz).............................................81 Figura 35 – Mineralogia do arcabouço e aspectotsu rtaeixs. a) Lâmina VN08, anfibólio de cor esverdeada e cristais de quartzo e ortoclásio iacnoésd prarcialmente alterados em PPL; b) mesma foto em XPL evidenciando as cores de inêtenrcfeiar de terceira ordem; c) lâmina VN3 com feldspatos alcalinos (Kf), quartzo policrisntaol i(Qz poli) em XPL; d) lâmina P2N8, cristal de microclina (Kf) com geminação tartanm, c qouartzo monocristalino e biotita.........83 Figura 36 – a) Lâmina P1N09, fração fina sílticam cocasionais cimentações (setas) por óxidos de ferro (bioturbação), em PPL; b) fraçãnoa fintroduzida sob forma de cutãs de iluviação de argila (setas) que acompanham delg madaarscas de raízes, na lâmina P2N12 (PPL); c) microagregados subesferoidais de esatr uctoumr plexa de silte e argila na lâmina VN16, material detrítico; d) lâmina VN17, fraçãon afi com alinhamento de clastos, com desenvolvimento de poros de contração e expansbãho rsizuontais....................................8..7.. Figura 37 – a) Lâmina P1N06, anisotropia da maetmriz torno dos grãos do arcabouço, em XPL; b) lâmina P1N06, em PPL, setas indicando ota cton erosivo provavelmente da camada P1N08 de estrutura bandada, com trama de contalotnogs aados a tangenciais e epimatriz introduzida em espaços intersticiais soldando ota cto;n c) lâmina P2N4, em XPL, contraste entre a fraca anisotropia da laminação horizon tdael edomínios bem orientados em torno do icnofóssil; d) lâmina P2N4, em PPL, microlaminaçhãor izontal de silte e argila com gradação normal, obliterada por menisco de icnoil f(óssestas).................................................90 Figura 38 – a e b) Lâmina P2N01, estrutura sediamr emnat rcada pela orientação de biotita na fração silte, obliterada por uma marca de raizu clairrc representada por um nódulo, alongada em um grande canal preenchido por argila iluviahl eem atita. Poro planar que delimita agregado corta o filme de argila, este poro é rtiedvoe spor cutãs de agregados. Nota-se a forte orientação da argila em XPL................................................................................................91 Figura 39 – Superfície de contração e expansãoâ mnian al VN05, que separam agregados de desenvolvimento pedológico. Nota-se o revestimepnotro c utãs de agregados, preenchendo o interior dos poros planares............................................................................................93 Figura 40 – Diagrama ternário composicional dasin lâams da Ponte dos Arcos......................94 Figura 41 – Diagrama ternário composicional dasin lâams da Rodovia do Contorno..............95 Figura 42 – a e b) Lâmina VN08 apresentando esratr uhtoumogênea, padrão de distribuição bandado (tracejado) a aleatório com orientaçãoe mraodda dos cristais alongados. Poro planar xiii que limita agregados corta o bandamento inclinacd oe; d) lâmina P2N08 com estrutura homogênea e padrões de distribuição e orientaçeãaotó arila. As duas lâminas apresentam distribuição c/f gefúrica e trama do plasma inscsaé pciom domínios de orientação salpicada isolados em ilhas e composição arcoseana..................................................................97 Figura 43 – a) distribuição c/f gefúrica a porfaír inca lâmina VN05, desenvolvimento de poros planares que delimitam agregados. b) mesma fotXo PeLm, nota-se a moderada orientação do plasma em torno dos poros de contração e expacn seã od.) lâmina P1N09, distribuição c/f porfírica aberta, trama do plasma silassépica dcomí nios inssépicos a mossépicos, com desenvolvimento de estrutura pedogenética inciep ireenptresentada por poros planares.......100 Figura 44 – a) lâmina P2N13, com cavidade interctoandea a canais. São observadas outras câmaras ao longo da trama dendrítica destes pbo)r oesm; XPL é possível observar a trama do plasma orientada em domínios complexos de microgagdroes e nódulos sesquioxídicos.....101 Figura 45 – a) Lâmina VN16, canais com entrocamse nctoomplexos interpretados como marcas de raízes, nota-se a seção radial de umasa pdrelenchida por hidróxidos e óxidos de ferro...............................................................................................................................101 Figura 46 – a) Lâmina VN03 apresentando trama picláas minssépica, com domínios esquelssépicos, notáveis em torno dos cristais oesmiç ãpo de extinção (XPL); b) lâmina P2N04, com trama do plasma mossépica a omnisscéopmic ad omínios inalterados silassépicos (XPL); c) lâmina P1N01, lamito arcosiano com traemsaq uelssépica em torno dos cristais do esqueleto, geminação tartan de microclina e fragtomse mn enores de quartzo em cores de interferência esbranquiçadas (XPL); d) lâmina VN a1p8r,esentando trama vossépica em torno de poros planares com superfícies de fricção ei sc adneandríticos ramificados (XPL)..........105 Figura 47 – a) Lâmina P2N15, em XPL, argilito enxdiboi trama do plasma complexa em torno de microagregados e nódulos de ferro recoberto sf inpoosr cutãs de iluviação de argila. b) P2N13, padrão mossépico a omnissépico no argieli teos dtrutura em blocos (XPL); c) lâmina P2N17, textura siltosa com segregações de plasm fao rtdee anisotropia (XPL); d) lâmina VN23, microagregados obliterados por poros plan, aqruees exibem uma trama de pequenas marcas de raízes preenchidas por hematita. Tramnias soémpica (XPL).................................1 06 Figura 48 – Perfil sedimentológico Rodovia do Cor noto com perfil com granulometria, litofácies, pedofácies e porcentagem de pedocarerasc..t.e......................................................108 Figura 49 – Perfil sedimentológico Ponte dos Arcoms perfil com granulometria, litofácies, pedofácies e porcentagem de pedocaracteres............................................................109 Figura 50 – a) Lâmina P1N06, em XPL, apresentanudtão dce iluviação de argila (setas) revestindo poro de canal intergranular (P). Not ec oarses de interferência do amarelo de 1ª ordem ao violeta de 2; b) lâmina P2N01, cutãs udvei aiçl ão preenchendo canais radiculares (setas), revestidos ainda por neocutãs de hemea tgitoae thita (XPL); c) lâmina P2N12, em XPL, exibindo cutã complexo (organomangãs e ar giniltãesrcalados) de infiltração mecânica de argila (iluviação); d) halo de depleção na lâams inP1N01(neoalbã, indicado pela seta) de lixiviação de óxidos e hidróxidos de ferro, enricqiudeo com cristais de maior granulometria pela migração vertical do material mais fino (X.P..L..)....................................................111 Figura 51 – a) Nódulo convoluto de goethita provlmaveente representando a seção radial de xiv uma marca de bioturbação ou raiz, lâmina VN18 (X. PbL) )lâmina P2N12, em XPL, nódulo típico no interior de um agregado (limitado pelor op oplanar logo acima), indicando vários ciclos de segregação de ferro de dentro para fosr ap edds; c) lâmina P1N01, em XPL, seta indicando pápulas por retrabalhamento de cutã crogmila aorientada e nódulo retrabalhado; d) pápulas de pseudomorfos (setas) na lâmina P2Nr1c5u,n cdiados por óxidos de ferro...........1 14 Figura 52 – a) Lâmina P2N04, estriotúbulo, reprteasdeon por menisco de icnofóssil revestido por neoferrãs, ou quasiferrãs de goethita e heam, agtriat nde concentração de MOA nucleando a estrutura; b) granotúbulo na lâmina P1N01, orbalnitdeo a matriz original indicando processos de oxidação anteriores à bioturbaçãoh;a lco) de depleção na lâmina P2N17 interpretado como marca de raiz com rizoconcreçeã oM dOA preservada no interior do conduto (PPL); d) lâmina P2N13,halo de depleçãioa lr apdreenchida por cristais mais grossos, contrastando com a matriz fina do entorno........................................................................115 Figura 53 – a) Lâmina VN05, em XPL, cutãs de a rigluilvaial apresentando forte anisotropia no centro próximo ao cristal alongado de musco vciotam, poro planar de delimitação de agregado cortando a estrutura da matriz; b) meosmtoa e fm PPL evidenciando um pedotúbulo (isotúbulo) com alguma segregação de hidróxidosF ed,e o bliterando a estrutura da lâmina, comprovando alteração e processos de iluviaçãori oarn àte bioturbação; c e d) lâmina P2N08 (XPL, PPL) com estrutura completamente obliteraodra s peparações do plasma resultantes de canais de bioturbação..................................................................................................117 Figura 54 – a) Lâmina VN05, em XPL, cutãs de a rigluilvaial apresentando forte anisotropia no centro próximo ao cristal alongado de musco vciotam, poro planar de delimitação de agregado cortando a estrutura da matriz; b) meosmtoa e fm PPL evidenciando um pedotúbulo (isotúbulo) com alguma segregação de hidróxidosF ed,e o bliterando a estrutura da lâmina, comprovando alteração e processos de iluviaçãori oarn àte bioturbação; c e d) lâmina P2N08 (XPL, PPL) com estrutura completamente obliteraodra s peparações do plasma resultantes de canais de bioturbação..................................................................................................120 Figura 55 – a) Lâmina P2N17, fácies Fsm, duas fsaosbesrepostas, uma de gleização com iluviação de argilãs tingidos por neoferrãs (sertan cba) e outra de pseudogleização, que lixivia estes cutãs; b) lâmina P1N01, fácies Fsmáp, uplas (seta) e nódulos relíquias (N) de uma fase de gleização por água subterrânea, c usetãgsr eegações redoximórficas retrabalhadas por pseudogleização representada pelos halos dleeç ãdoe;p c) lâmina P2N13, fácies Fm, halo de depleção causado por pseudogleização, repareçcãiop itde ferro no entorno da estrutura, setas indicam movimento do ferro do interior pasr ae xatremidades da seção da marca de raiz; d) lâmina P2N15, fácies Fm, argilã com forte anroispoiat nucleando um halo de depleção, obliterado por um poro planar de agregado, revoe sptiodr cutãs de óxidos de Mn. Indica iluviação de argila anterior ao fendilhamento, apnotrot interpretada como paleopedogenética.......................................................................................................121 Figura 56 – a) Lâmina VN16, em PPL, fácies Fsmr,u etusrta em rachaduras complexas (craze planes de Brewer, 1964), vazios intrapedais e sc aensapiarsos, estrutura interpretada como relíquia do paleossolo; b) lâmina VN17, em PPL, iefsá cFsm com matriz rubificada, interpretada como superfície de ferruginizaçãod laig ao paleonível freático, cortada por poros planares de juntas de contração e expansão; cn) alâ VmNi 18, em PPL, fácies Fsm, processo de gleização por água subterrânea, migração do ferroso (reduzido) do interior dos agregados, para áreas de maior oferta de oxigêmn ioto reno de raízes – Mn mais móvel se precipita após o Fe; d) lâmina VN16 (XPL e PPL)n,a cl aintergranular, preenchido por MOA e xv Mn, obliterando cristal de K-feldspato pseudomoardfios. Isto indica um processo de deformação do grão pelo canal de atividade bioaló, gciconcomitante com neoformação de argilominerais – o processo de neoformação paerer cseid to paralisado após o soterramento do material..........................................................................................................................125 Figura 57 – a e b) Lâmina VN23, fácies Fm. Apreas ehnatlos de depleção em torno de marcas de raízes e poros planares, indicando condiçõedsa toivxai s no interior dos agregados pelo gradiente de migração do ferro reduzido. Segregsa sçeõsequioxídicas não apresentam relação com poros planares que apenas as obliteram, se nfednod iolhamento posterior à alteração do sedimento (XPL)................................................................................................................126 Figura 58 – Difratograma da amostra VN05, em vear dleâ mina guia e, em vermelh ao , glicolada. Esmectitas (S), caulinitas (K), IlitaI)s, G( oethita (Gh).....................................127 Figura 59 – Difratograma da amostra VN17, em vear dleâ mina guia e, em vermelho, a glicolada. Esmectitas (S), caulinitas (K), IlitaI)s, G( oethita (Gh).....................................128 Figura 60 – Difratograma da amostra P1N09, em v ear dlâemina guia e, em vermelh ao , glicolada. Esmectitas (S), caulinitas (K), ilitaI)s, i(nterestratificados (IS).......................130 Figura 61 – Difratograma da amostra P2N03, em v ear dlâemina guia e, em vermelho, a glicolada. Esmectitas (S), caulinitas (K), ilitaI)s, l(epidocrocita (Lp)...................................130 Figura 62 – Difratograma da amostra P2N15, em v ear dlâemina guia e, em vermelh ao , glicolada. Esmectitas (S), caulinitas (K), ilitaI)s, l(epidocrocita (Lp)...................................148 Figura 63 – Modelo de mosqueado e segregações imreódrofixcas para os sedimentos da Formação Resende.............................................................................................................131 Figura 64 – Bloco diagrama do modelo fluvial e poapleedológico para a Formação Resende..............................................................................................................................163 Figura 65 – Modelo deposicional da Formação Res nean dbeacia de Resende......................164 xvi LISTA DE TABELAS Tabela 1 – Litofácies sedimentares – diagnoser,p irnetteação e descrição........................5..1.. . . Tabela 2 – Pedofácies sedimentares – diagnosrep, rienttaeção e descrição.......................5..5.. ... Tabela 3 – Elementos arquiteturais – diagnoser,p irnetteação e descrição........................5..7.. .. Tabela 4 - Parâmetros granulométricos das amoPstoranste dos Arcos (mms – muito mal selecionado; ms – mal selecionado; af – assimceotrmia cauda de finos; aff – assimetria com cauda de finos forte; ps – tendência à simétrigcfa ;– aassimetria com cauda de grossos forte; Φ – phi; σ – desvio padrão; S – assimetria; K - curtose..)...................................................6..2. Tabela 5 - Parâmetros granulométricos das amodsatr aRso dovia do Contorno (mms – muito mal selecionado; ms – mal selecionado; af – asrsiaim ceotm cauda de finos; aff – assimetria com cauda de finos forte; ps – tendência à simaé; tarigcf – assimetria com cauda de grossos forte; Φ – phi; σ – desvio padrão; S – assimetria; K - curtose..).............................................. 7 1 Tabela 6 – Análise petrográfica quantitativa ponr tacogem de pontos das amostras estudadas no afloramento Ponte dos Arc oAs f.ração fina inclui pedocaracteres......................................79 Tabela 7 – Análise petrográfica quantitativa ponr tacogem de pontos das amostras estudadas no afloramento Rodovia do Contorno. A fração fincal uii pedocaracteres.......................... ...80 Tabela 8 – Análise semiquantitativa de argilomianies trdos difratogramas das amostras do perfil Rodovia do Contorno. Legenda: K=caulinit=aI;l iIta; S=Esmectita; +++ = predomínio; ++ = media presença; + = pouca presença; tr = st;r a_ç=o não detectado...........................7.. .12 Tabela 9 – Análise semiquantitativa de argilomianies trdos difratogramas das amostras do perfil Ponte dos Arcos. Legenda: K=caulinita; It=aI;l iS=Esmectita; +++ = predomínio; ++ = media presença; + = pouca presença; tr = traço nsã; o_ =detectado.................................1..2..9 xvii 1 INTRODUÇÃO Este estudo trata da análise paleopedológica dpoóss idtoes da Formação Resende nas bacias sedimentares de Resende e Volta Redondua,s eim splicações paleodeposicionais. As bacias de Resende e Volta Redonda fazem parte, me mco untexto mais amplo, do Rifte Continental do Sudeste do Brasil (RCSB) ou Siste mdea sRiftes do Sudeste do Brasil, compondo junto com as bacias de Taubaté e São , Poa usleogmento central desta unidade geotectônica (Ramos, 2003; Riccomeitn ai l., 2004; Zalán & Oliveira, 2005). A Formação Resende, desde sua formalização por oArm eamd 1975, tem sido objeto de diversos estudos (Amador, 1975; Amador & Ca s1t9ro7,6; Melo et al., 1985; Riccomini, 1989; Ramos, 1997, 2003; Sanson, 2006). É a un ilditaodeestratigráfica mais representativa em volume e área nas duas bacias, caracteriza dsais pteomr as aluviais intercalados localmente a derrames de ankaramito, que a situaram no Eoincfeenrioo r (cf. Riccomini, 2004). A presença de fácies atribuída a paleossolos aislu vjáia havia sido anteriormente relatada em ambas as bacias (Riccomini, 1983; R,a 2m0o0s3 e Sanson, 2006). Entretanto, apesar da observação precisa quanto à ocorrên cpiaa ledoessolos e calcretes atribuídos a processos paleopedogenéticos nos sistemas aludvai aFiso rmação Resende, nenhum destes estudos teve a caracterização paleopedogenéticoa fcoocmo principal. O interesse em paleossolos aluviais tem crescidinoc ipar lmente devido à sua utilização como ferramenta para o estudo detalhdaed os istemas deposicionais fluviais, nas reconstituições paleoambientais e, mais recentem, ennat aplicação em estratigrafia de seqüências (Retallack, 1986; Kraus, 1999; Terr0y,1 2; 0Sabaou, 2003; Prochnoewt a l., 2006; Wanas, 2006). Somente na última década, quandso persetcaiosas informações puderam ser devidamente difundidas e interpretadas, o esta daort ed ada pesquisa destes depósitos pôde ser atingido (Hamere t al., 2007). 1 Os paleossolos aluviais são solos sepultados deu roasn teventos deposicionais de acumulação nesses sistemas deposicionais, reparmes eunmt a pausa ou a diminuição de processos sedimentares, o que por sua vez, pearlmteirtea ções pedogenéticas dos sedimentos recém-depositados. Eles são testemunhos da aolte ara qçuãe foram submetidos os sedimentos na época de sua deposição e, neste caso, podeemc efro rin formações paleopedológicas, paleoclimáticas, paleo-hidrológicas e paleodeponsaicisi . Partindo desta premissa, os objetivos gerais dsae nptre pesquisa são: i) investigar qual a influência dos processos paleopedogenéticos nmap ocsoição de rochas da Formação Resende nos afloramentos estudados; ii) interp roesta rdados extraídos a partir dessa abordagem e utilizá-los para a discussão da evoo lpuaçlãeodeposicional. Considerando a possível existência de feições peadleoogenéticas outrora negligenciadas em estudos anteriores, atravése dsuolsta rdos obtidos espera-se contribuir para a interpretação dos sistemas aluviais da Formaçeãsoe nRde nas bacias sedimentares de Resende e Volta Redonda, fornecendo parâmetros acroamtivpos a futuras aplicações, principalmente nas áreas de estratigrafia, sedoimloegniat e hidrogeologia. 2 2 ÁREA DE ESTUDO 2.1 LOCALIZAÇÃO E ACESSOS As bacias sedimentares de Resende e Volta Redocnadlaiz al m-se no sul do estado do Rio de Janeiro abrangendo, de leste para oestme,u noisc ípios de Pinheiral, Volta Redonda, Barra Mansa (distrito de Floriano), Quatis, Poretoa lR, Resende e Itatiaia. A bacia de Resende situa-se entre os paralelos 22º 22’e 22º 35’ diteu dlaet S, e 44º12’e 44º 40’ de longitude W, e a bacia de Volta Redonda entre as coordenadas6 4´ 4eº 404º 10´ W, e 22º 28´ e 22º 33´S. O afloramento escolhido na bacia de Resende seit unao- smunicípio de Porto Real, com acesso pela rodovia Presidente Dutra (BR-1o1 6la) dao da Ponte dos Arcos (sobre a rede ferroviária) no acesso para Bulhões. Este afloratom feoni denominado Ponte dos Arcos (UTM 0569409/7517377; Córrego Alegre; 23K) selecionadeov iddo à possível ocorrência de paleossolos, pela observação de pedofácies recidoansh eacpós levantamentos de campo em vários pontos das duas bacias. Na bacia de Voldtao nRdea o afloramento escolhido situa-se na Rodovia do Contorno, atualmente interditada, quvee rdiae servir como rota alternativa ao pesado tráfego de caminhões que acabam passan Vdol tpao Rr edonda vindos da BR-116 em direção ao pólo industrial da cidade. O afloramento, denominado Rodovia do Contorno,a -ssiteu a cerca de 2 km de distância do acesso bloqueado à rodovia no muon icdíep iPinheiral (UTM 0597652/7509294, 23K, Córrego Alegre). Este afloramento foi seleacidoon tanto por apresentar pedofácies quanto por ter sido alvo de alguns estudos anetesr,i onrenhum de caráter paleopedológico. 3 2.2 GEOLOGIA REGIONAL 2.2.1 Embasamento O Sudeste do Brasil é composto por áreas cratô n(ircoacshas do Arqueano ao Eoproterozóico) envolvidas em um complexo conjudneto c inturões de dobramento que se formaram durante a configuração do Gondwana Ocaidl,e enmt torno de 600-500 Ma, no Ciclo Brasiliano. A orientação da linha de costa seguoes sgeriramente a direção NE-SW, em resposta ao encontro dos crátons São Franciscon geo C noo episódio de estrangulamento do Oceano Adamastor (Heilbroent al., 1995; Kuhne t al., 2004). Datações radiométricas indicam que as rochas dnotsu rõcei s Ribeira, Brasília e Araçuaí foram deformadas na Orogenia Brasilianaa, ndqou dois pulsos plutônicos sin- colisionais (591-565 Ma e 555-525 Ma) e um póss cioonlial (500 Ma) intrudiram o complexo metamórfico, com as suítes de granitóides neoporzoóteicros a cambrianos (Kuhent al., 2004). São zonas de cisalhamento dextrais subverticais roefu npdas, de comportamento predominantemente dúctil, que registram importacnotme ponente transpressional durante a evolução do cinturão (Trouewt al., 2000). A estruturação geral do segmento central do cion tuoruã faixa Ribeira (figura 1), foi compartimentada por Heilbrone t al. (1995) em três domínios tectônicos alóctones equivalentes aos Terrenos Orientais e OcidentTarl oduew et al. (2000), imbricados de SE para NW em direção ao um domínio autóctone, no limite C droáton de São Francisco. Quatro unidades principais foram individualizadas em to doss compartimentos tectônicos: embasamento pré-1,8 Ga; ortognaisses com posiceionntoa mtemporal não definido; cobertura metassedimentar pós-1,8 Ga; e rochas granitóidlaecsio rneadas à Orogênese Brasiliana. 4 Figura 1 – Mapa geológico entre Rio de Janeiro eo SPãaulo, com a localização da área de estudo (rgeutâlon vermelho), maciços alcalinos do Alinhamento Magcmoá dtie Cabo Frio (números) e bacias cenozóicasa (sle tr maiúsculas). Maciços alcalinos: 1) Poços de Cal d2a)s ;Passa Quatro, Itatiaia e Morro Redondo; 3) Tuinág, Mendanha; 4) Soarinho, Tanguá; Rio Bonito 5) Ilhea Sdão Sebastião. Bacias cenozóicas: A) São Pau) lo; B Taubaté; C) Resende; D) Volta Redonda; E) MacacItua beo raí. Modificado da Folha Rio de Janeiro (SF)- 23 1:1.000.000 (Geobank/CPRM). As bacias de Resende e Volta Redonda situam-see rnroe nTo Ocidental da Faixa Ribeira (Trouw et al., 2000) ou Domínio Alóctone Médio (Heilbroent al., 1995), em parte sobre a klippe do Paraíba do Sul, estrutura sinformal na qual ixean-csae o rio homônimo em Volta Redonda. Este segmento é caracterizado glitcoalomente por: metassedimentos do Complexo Andrelândia, do Complexo Embu e do Grupaora íPba do Sul; ortognaisses do Complexo Quirino; ortogranulitos do Complexo Juiez Fdora; e granitóides sintectônicos brasilianos. Além de migmatitos, gnaisse-milonitos, ortognai,s sxei stos, anfibolitos, granulitos, 5 quartzitos, granitóides, entre outras, compõem boa esmamento das bacias intrusões de rochas alcalinas relacionadas à ruptura do Gondwana e mor idgo Oceano Atlântico, iniciada no fim do Jurássico, representadas pelo Alinhamento Maicgom dáet Cabo Frio. Trouwe t al. (2000) apontaram três fases ígneas mais significativas t eqruiaem afetado a parte terrestre. A duas primeiras seriam event otsoleíticos (Jurássico/Eocretáceo). A terceira fdaes emagmatismo alcalino apresentaria um pulso inicial (82 Ma) eis deopisódios mais destacados (70-60 Ma e 55-40 Ma). A esta fase são atribuídos os maciçlcoasli naos do Alinhamento Magmático de Cabo Frio que apresentam idades geocronológicaress dcecntes de oeste para le ste. O embasamento da bacia de Resende (figura 2) ceoemndper: a norte o Complexo Andrelândia (biotita gnaisse bandado) e o maciçcoa lianlo do Itatiaia; e a sul, o Complexo Embu (intercalação de biotita xistos, milonitos aelc icssilicáticas), as suítes Rio Turvo, Taquaral e Campo Alegre (granitóides), e o macilçcoa liano do Morro Redondo (nefelina sienito). Na bacia de Volta Redonda (figura 2), uob sstrato apresenta: sillimanita gnaisse bandado do Grupo Paraíba do Sul; a sul afloramo gleruacnitos (Granito Resgate); a oeste, ortognaisses do Complexo Quirino. 6 Figura 2 – Mapa geológico da área de estudo comca: lliozação dos afloramentos (pontos em vermelholi)m; diteação das coberturas sedimentares nas bacia Rs edseende e Volta Redonda; e as principais estruturas e litoialosg do embasamento. Modificado das Folhas Santa dReit Jacutinga, Barra do Piraí e Volta Redonda 10:.1000 (Geobank/CPRM). 7 2.2.2 Rifte Continental do Sudeste do Brasil (RC SB) O Rifte Continental do Sudeste do Brasil (Riccom, 1in9i89), ou Sistema de Riftes Continentais do Sudeste do Brasil (Zálan & Oliv,e ir2a005), compreende as bacias sedimentares cenozóicas desde a bacia de Curitéib ao agraben Barra de São João, estendendo-se por mais de oitocentos quilômetro so reiemntação ENE ao longo da linha de costa. Estes conjuntos de serras, vales tectônicos e sb asceidaimentares (figura 3) foram denominados por Almeida (1976) como Sistema dee sR idfta Serra do Mar, após observar o vínculo genético entre as depressões tectônicass re gaiões abruptamente soerguidas por falhas. O autor considerou que o sistema de badceiasse nvolveu-se sobre o eixo de arqueamento na borda do continente, resultantem dae m uovimentação vertical ascendente em oposição ao abatimento da bacia de Santos, sintuaa pdla taforma continental adjacente. Figura 3 – Modelo digital de elevação (SRTM) do RBC eSntre Rio de Janeiro e São Paulo em perspecctiovma, a localização da área de estudo (retângulo verm)e. lEhom evidência as principais áreas soerguidas/iadbaast do embasamento, bacias e depósitos sedimentares ciceonso.z Lóegenda: Paleógeno (laranja), Neógeno (beeg e) sedimentos quaternários indiferenciados (amarelEox).a gero vertical aproximado de 2x; iluminação em 315º/30º. 8 Para Zálan & Oliveira (2005) a “proto-serra do M, agr”erada durante o início deste processo, teria sido elevada mais intensamenten tdeu ara passagem do Cretáceo ao Paleógeno, principalmente entre o neo-Cretáceo (após o Cenioamnoa)n e o Paleoceno. Estes processos de ascensão, além de terem formado a Serra do MaSr eer ra da Mantiqueira, produziram um volume importante de sedimentos detríticos quem fo draistribuídos para as bacias de Santos e do Paraná, além de terem sido acompanhados dee mstançiõfes de vulcanismo alcalino. Zálan & Oliveira (2005) citam que durante parteC deon ozóico (58-20 Ma), a crosta continental se compartimentou em diversas áreaesa rleins, formando corredores gdrea bens e horstsp aralelos à costa. Melo et al. (1985) propuseram um modelo tectônico de evoluçeãgoi onral, relacionando o Sistema de Riftes da Serra do M maro àvsimentações horizontais da Placa Sul- Americana durante a tafrogênese. A distensão tsael rqiau e o eixo de estiramento máximo se orientaria para NW-NNW, gerando falhas normais ENemE um sistema deh orsts e hemigrabens q, ue denominaram como Sistema de Bacias Tafrogsê dnoic aSudeste do Brasil. Riccomini (1989) denominou este sistema como RCifoten tinental do Sudeste do Brasil (RCSB) e Riccominei t al. (2004) propuseram a compartimentação deste sisetemm a três segmentos: oriental, central e ocidental. tOo r acuoncentrou seus estudos no segmento central, principalmente na bacia de Taubaté, a mexapisressiva bacia do RCSB tanto pela heterogeneidade dos depósitos da Formação Reseonmdoe pcela sua ampla distribuição e volume sedimentar. Um modelo de evolução das b adcoia ssegmento central foi então proposto (figura 4), onde todas as bacias teriadmo soiriginalmente conectadas, sendo compartimentadas posteriormente ao preenchimentor pmoecanismos tectônicos deformadores. 9 Figura 4 – Fases de evolução tectônica das bacoia se dgmento central do RCSB (Riccomini, 19 89). Ramos (2003) propõe o preenchimento contemporâpnoeroé,m independente nas bacias de Resende e Volta Redonda, sinalizandos sai bpiloidade de que o mesmo sistema fluvial conectasse as duas bacias, contudo es etassta jráiam condicionadas aos altos estruturais que as delimitam atualmente. Para Sanson (2006), as bacias seriam separadausm pao rz ona de transferência, principalmente relacionada à oposição das bordivaass a, tna borda norte em Resende e na borda sul em Volta Redonda, e também à alta cornacçeãnot de lineamentos de direção NW-SE e NNW-SSE dispostos em feixes contínuos na regoimãop rceendida entre estas bacias. 2.2.3 Estratigrafia e evolução das bacias de Res e nVdolta Redonda As bacias de Resende e Volta Redonda caracteriez amfis-isograficamente por depressões aplainadas e alongadas no eixo NE-SpWre.e Onc himento sedimentar principal das bacias, de idade paleogênica, está relacionadoe gaimo er tectônico distensivo de orientação NW-SE, denominado de Fase E1 (Riccomini, 1989; oRmicinci et al., 2004; Sanson, 2006), atribuindo a esta fase tectônirciaft as principais falhas normais NE-SW responsávelias pe 10 reativação de antigas zonas de fraqueza do embnatsoa (mfigeura 5). Na bacia de Resende o alto estrutural localizadóox impro à cidade controlou a deposição sedimentar em dois segmentos princiupmais a: leste, nos depocentros de Porto Real e Quatis; e outro a oeste, nos depocentrosIt adtiaei a e Penedo (Ramos, 2003). Riccomini (1989) e Sanson (2006) reconheceragmra ob en Casa de Pedra como principal área de acúmulo sedimentar na bacia de Volta Redondliam, itdaendo-a com base em falhas de direção NE-SW. Depósitos descontínuos ocorrem artoe ndoesteg rabenn o núcleo urbano. Figura 5 – Modelo digital de elevação (SRTM) da aá rdee estudo em perspectiva, evidenciando estru turas tectônicas, bacias sedimentares, unidades litoteigsrtráaficas da cobertura sedimentar e a localizaçdãos afloramentos (vermelho). Legenda: Cretáceo, maacilçcoa lino do Morro Redondo (verde), Paleógeno (lajara),n Neógeno (bege), Pleistoceno (amarelo) e Holocenmoa r(ealo claro). Exagero vertical aproximado de 2x; iluminação em 315º/30º. Considerando a bacia de Resende, Ramos (2003) qcuieta a presença de fanglomerados e abundantes depósitos de fluxosit agcriaovnais (lamitos arenosos e arenitos lamosos) ao longo de toda a borda norte da baceima, cbomo as maiores espessuras registradas do pacote sedimentar adjacente a eetsotre, qsue podem chegar a 300 metros em 11 alguns dos principais depocentros, reforçam sudai çcãoon de borda ativa deshte migraben. Na borda sul da bacia de Resende, onde se locoa alizflao ramento Ponte dos Arcos, a sucessão sedimentar terciária está oenmla p sobre o embasamento proterozóico, sendo ao longo desta borda registradas as menores espe sdsou rpaascote sedimentar (Ramos, 2003). Segundo este autor a superfície da bacia deve ripar osloengar mais para sul, devido ao mapeamento de alguns remanescentes geralmente nodcou poa topo de colinas do embasamento neste setor. No graben Casa de Pedra, em Volta Redonda, o afloramento vRiao do Contorno localiza-se em situação semelhante. Porém, aoá crioon dtra bacia de Resende, a borda norte é oposta à borda ativa que se localiza no limite A ssu lm. aiores espessuras do pacote sedimentar se encontram na borda sul gdroa ben (Sanson, 2006), onde foram observados, por etsoter ea u em campo, depósitos fanglomeráticos associadoaslh àass fprincipais. 2.3 UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS As unidades litoestratigráficas referenciadas en etrsatbalho são provenientes das recentes revisões de Ramos (2003), na bacia den dRee, se Sanson (2006, na bacia de Volta Redonda (figura 6). 12 Figura 6 – Diagramas estratigráficos das bacias dRe esende (Ramos, 2003) e Volta Redonda (Sanson, 2006). 2.3.1 Formação Ribeirão dos Quatis A unidade mais antiga foi reconhecida e definidma oc oFormação Ribeirão dos Quatis (Ramos, 1997), correspondendo, na base, a dep ócosintogslomeráticos com clastos de quartzo bem arredondados passando, ao topo, a arenitossp áfetilcdos com estratificações cruzadas, incluindo intraclastos de pelitos, típicos de deitpoóss de canais fluviais entrelaçados efêmeros (figura 7). Figura 7 – Litofácies da Formação Ribeirão dos Qisu:a at ) arenitos feldspáticos grossos com estraatçifãico plano-paralela e intraclastos pelíticos erodido poorrtoconglomerado; b) ortoconglomerado com estircaatiçfão cruzada acanalada e brecha intraformacion al. 13 Esse sistema fluvial estaria restrito ao extremsote leda bacia de Resende (Ramos, 2003) e de maneira descontínua na região entrae RVoeldt onda e Barra Mansa (Sanson, 2006). Segundo Ramos (2003), essa unidade teria se fo ramnatedso do evento principal de formação das duas bacias, durante a fase que denominou “ccoamlhoa de estiramento”, conforme o modelo de evolução dreift s de Rosendahl (1987). 2.3.2 Formação Resende A Formação Resende corresponde à unidade litoiegsrátrfaicta mais representativa em volume e abrangência nas duas bacias e também terams obuacias sedimentares do segmento central do RCSB. Foi definido por Amador (1975) coo smeção-tipo da Formação Resende o afloramento exposto em um corte na rodovia Pretseid Denutra (BR-116), em seu km 307,7, sentido Rio-São Paulo (figura 8 e). Esta unidade caracteriza-se predominantemente rpcóosr ioas esverdeados grossos a finos, lamosos, com estratificação cruzada acaan aolaud estrutura maciça. A Formação Resende representa a sedimentação da rfifats, eo nde sistemas deposicionais de leques aluviais, restritos principalmente às bordas dalhsa sfa principais, estão associados em suas partes intermediárias e distais a sistemas flu veianitsrelaçados e planícies de inundação (Ramose t al. 2006; Sanson, 2006). As principais litofácies (figura 8) são: conglomdeorsa polimíticos matriz suportados (leques aluviais proximais); arcósios com estrcaatçifãi o cruzada acanalada, lamitos conglomeráticos (leques intermediários ou canauivsi afils entrelaçados); arenitos lamosos de estrutura maciça e argilitos bioturbados (plan ídciee sinundação). 14 Figura 8 – Litofácies da Formação Resende: a e obn)g clomerado polimítico matriz suportado, depósieto d leque aluvial proximal; c) arcósio grosso com etsiftircaação plano-paralela, estruturas de carga nas eb ado depósito de canal fluvial, erodindo argilito biobtuardo da planície de inundação; d) arcósio com etisfitcração cruzada acanalada; e) aspecto do afloramento daã os-etiçpo, onde observam-se arcósios em geometrliean dtes estendidas intercalados a lamitos arenosos biotduorbsa; f) depósito de arenitos finos lamosos, deu etusrtar maciça e geometria tabular a lenticular estend i da. Associados a elementos de planícies de inundaçaãmo,o sR (1997) observou calcretes de origem pedogenética, em afloramentos da bac iRa edsende. Sanson (2006), em Volta Redonda, atribuiu origem pedogenética a algumasa dcasm de pelitos da Formação Resende. 15 Ramos (2003) redefiniu a Formação Itatiaia, induivaildizando dois membros na Formação Resende: Membro Itatiaia, abrangendo idtoesp ódse leques aluviais e fluviais com grande quantidade de clastos de rochas alcalifnloarsa, nates na base dos maciços de Itatiaia e do Morro Redondo; e Membro Acácias, que corresproian dae um sistema fluvial entrelaçado, disposto no topo da Formação Resende. O Membroi aAsc áacpresentaria uma relação de contato caracterizada por uma aparente gradaçeãroa l laet vertical com os depósitos típicos da Formação Resende. A Formação Resende encontra-se em inconformida deem aboasamento, sendo obscuro o contato desta com unidade subjacente, a FormRaiçbãeoir ão dos Quatis. Na bacia de Volta Redonda a Formação Resende a-sssee netm inconformidade ao embasamento, limitada no topo em discordância vear opsei la Formação Pinheiral ou por sedimentos do Quaternário. A área que preservoua ioar mparte do volume sedimentar desta bacia encontra-se a sul da região metropolitannah,e ccoido comog raben Casa de Pedra. 2.3.3 Basanito Casa de Pedra Na bacia de Volta Redonda acima da Formação Re,s leoncdaelmente intercalados, em contato concordante encontram-se derrames de amniktoa ra(figura 9), manifestações ultramáficas provocadas provavelmente, segundoo Rmiicnci et al. (1983), pelo afinamento crustal durante o esforço distensivo da fraifst.e Estes derrames ocorrem gnroa ben Casa de Pedra, intercalados ao topo da Formação Resentdaed,o dsa em 43,8 ± 6,2 e 41,7 ± 5,7 Ma pelo método K-Ar (Riccominie t al., 1983; 1991), e em 48,3 ± 0,5 e 47,6 ± 0,7 Ma pmeélotodo Ar-Ar (Riccomini et al., 2004). A mineralogia destas rochas, de texturaan ítaicfa, é representada basicamente por piroxênio e olivina. 16 Figura 9 – Afloramento do Basanito Casa de Pederarr, admes de ankaramito alterado por pedogênese rte,c en próximo ao Bairro Jardim Tiradentes em Volta Redao,n edm contato concordante com a Formação Rese nde. 2.3.4 Formação Pinheiral Na bacia de Volta Redonda, arenitos fluviais feáldtiscpos e conglomeráticos, sobrepostos em discordância à Formação Resenadme, dfoernominados por Sanson (2006) de Formação Pinheiral (figura 10). Esta unidade é om rueitpresentativa na área do afloramento da Rodovia do Contorno em Volta Redonda, observnaodsa cortes da estrada, onde expressivos depósitos de canais cascalhosos erosd edme pósitos lamosos esverdeados da Formação Resende. A Formação Pinheiral caracteriza-se por depósiteo sc adnais fluviais quase sempre amalgamados, preenchidos por arcósios conglomoesrá eti cconglomerados clasto suportados com seixos de quartzo leitoso muito bem arredonsd.a Edsotes depósitos de canais e barras arenosas e cascalhosas estão associados laterea lam ednetlgadas camadas lenticulares de pelitos laminados arroxeados, onde foram observ vaedsotsígios vegetais de gramíneas em um nível de uma espessa camada pelítica. 17 Figura 10 – Litofácies da Formação Pinheiral na biaa cde Volta Redonda: a) imbricação de clastos nsae b dae um depósito de ortoconglomerado; b) depósitos dneg lcoomerados com estratificação cruzada acanalad)a ; c contato erosivo entre argilitos bioturbados (basceo)m depósitos de canais cascalhosos (topo) da Fçoãrom a Pinheiral; d) aspecto em planta do assoalho dos ódsietops conglomeráticos, compostos por clastos arredondados imbricados de quartzo leitoso. (Fo Ctolsa:udio Marques.) Para Sanson (2006), os depósitos da Formação rPailn hjaeziem em discordância erosiva sobre a Formação Resende. Adicionadas fearse ndçias litológicas, texturais e faciológicas entre as duas unidades, a Formaçãhoe iPrainl foi interpretada como uma mudança nas condições deposicionais causada provavelmeonr tefa tpores alocíclicos, como pulsos tectônicos relacionados ao estiramento da bacaian dteu ro Oligoceno. Nos arredores do afloramento Ponte dos Arcos, mípuion icde Porto Real (bacia de Resende), foram observados depósitos cascalhos oMs edmobro Acácias possivelmente correlacionáveis à Formação Pinheiral (Sanson, )2. 006 18 2.3.5 Formação Floriano Ramos (2003) retomou a designação de Formaçãoa nFolo r(iAmador, 1975) para os depósitos predominantemente pelíticos e bioturb addeo splanícies de inundação ou de meandros abandonados, com depósitos de barrass asre snigomoidais de acresção lateral. Estes depósitos representam um sistema fluvial dmraenatne (Mioceno?) disposto em suposta discordância sobre os depósitos relaciosn àa dFoormação Resende. Corresponderia a uma fase de estabilidade na bacia, podendo serc i adsos oao que Riccomini (1989) denominou de Formação São Paulo na bacia de Re. sAe nsedçeão-tipo da Formação Floriano está situada no corte da Via Dutra, sentido SP -aRdijoa,cente à entrada para Floriano. 19 3 PALEOPEDOLOGIA 3.1 CONCEITO Paleopedologia é um ramo da Geologia que se ocou peas tdudo de paleossolos e processos paleopedogenéticos. Paleossolos são listeorlaolsmente fossilizados ao longo do tempo geológico, desenvolvidos entre períodos dstea binilidade e estabilidade sedimentar, tectônica ou climática. Os paleossolos podem essotaterr rados no registro geológico por outros solos, fluxos gravitacionais e trativos,o errsecgamentos, cinzas, derrames magmáticos, ou encontram-se expostos por razão de algum proo ceerossivo ou de não deposição. Retallack (2001) aponta três formas principais cdoer roência de paleossolos no registro geológico: os paleossolos encontrados em grandceosn foinrmidades ou descontinuidades estratigráficas, os mais bem difundidos e facilme ernetconhecíveis; os paleossolos do Quaternário, cada vez mais utilizados como ferratam enm estudos geomorfológicos e na geologia do Quaternário; e os paleossolos intedrocas la seqüências sedimentares, os menos difundidos, porém, os de maior potencial para uod eos tsedimentar e estratigráfico em bacias anteriores ao Quaternário. Serão aprofundados os aspectos relacionados ato odbej estudo, no caso, paleossolos de seqüências sedimentares, e qualquer mençãoo adoo utsermo paleossolo deve, a partir daqui, ficar restrito a este entendimento. Diversos problemas afloram no estudo de paleos seomlo sseqüências sedimentares, entre eles alteração diagenética, obscurecimen cto ndteatos, sobreposição, soldagem e erosão de horizontes adjacentes. Esta pesquisa, portatenvtoe, de lançar mão das ferramentas utilizadas na Sedimentologia, Estratigrafia e Ppaeledologia para alcançar o objetivo da 20 descrição destes paleossolos. Buscou-se, anteusd od,e a t base teórica para a fundamentação das questões relacionadas ao estudo deste tipáoc idees fe o resgate de algumas definições muito importantes. 3.2 PEDOFÁCIES E PALEOSSOLOS ALUVIAIS Pela definição, fácies sedimentar é uma massa ddime esneto ou de rocha sedimentar caracterizada e distinguida das demais pela liitao,l oggeometria estratal, estruturas sedimentares, petrotrama, cores, fósseis e pobru taotsri direcionais (Borghi, 2000). Pedofácies são, desta maneira, litofácies geradas por altesra çpõedogenéticas sobre depósitos sedimentares, rochas sedimentares ou diretamebnrte rsoochas ígneas e metamórficas que foram preservadas no registro geológico (Kraus,9 )1.9 P9odem ser distinguidas através de atributos macro e micromorfológicos que reconhepcreomce ssos de formação de solos. A Sedimentologia trata de processos, ambienteso deu tpors de sedimentação enquanto a Paleopedologia trata da formação de solos sosbtrees emateriais nos intervalos entre episódios de sedimentação (Retallack, 1983). É snseácrieo conhecer profundamente os aspectos sedimentológicos do objeto de estudo,o sqeuned a maior parte dos paleossolos de seqüências sedimentares situa-se naturalmentel enmose netos de planície de inundação dos sistemas aluviais. A planície de inundação não é apenas ocorrentem e msi sutema fluvial, seja ele qual for, como também representa a maioria proporciodnea lt odo o volume sedimentar das seqüências deposicionais não-marinhas ou contins een,t aportanto, a maior parte do tempo geológico por eles registrado (McCarthy & Plint0, 32)0. Mesmo que nos modelos clássicos de Miall (1985)e lele yS (2000), entre outros 21 autores, a planície de inundação não seja mencaio cnoamdo elemento arquitetural importante na composição de depósitos fluviais com estiloe elançtrado, não se deve rejeitar de forma alguma sua ocorrência neste sistema especcíffi.c Bo e(nthame t al., 1993). Há de se admitir a tendência natural de estes elementos se preser vmaraeism facilmente em estilos fluviais meandrantes e anastomosados, mas, por outro nlafdoorm, ai ções preciosas podem ter sido negligenciadas durante um longo tempo. Pela Padleoolopgeia ser uma ciência relativamente recente e seus conceitos teóricos e práticos apinoduac o difundidos, deve-se partir do princípio que estes sistemas devem ser reavalsiaedgousn do abordagem paleopedológica. A partir desta abordagem é possível observar ar êonccoiar de paleossolos em diversos afloramentos da Formação Resende, onde os dep eórsaitmos até então atribuídos a processos gravitacionais ou a alterações de diagênese ava.n çEasdtes paleossolos de planícies de inundação estão intimamente associados aos desp ódsei tcoanais fluviais, aos quais servem de substrato (figura 11). Figura 11 – a) depósito de canal fluvial cascalh ossoobreposto em contato erosivo a um paleossolon dvoelsveido sobre o topo de um lamito de planície de inunda çbã)o a; specto do mesmo depósito de canal compost o por arenito médio a grosso, conglomerático, com esfitcratçião plano-paralela erodindo o lamito que se tmrao s menos bioturbado na base, com destaque ao conrtoastoiv oe lateral da escavação do canal no substratmoo lso . 22 Jenny (1941) definiu os principais fatores que grnoavme a formação de solos: clima, atividade biológica, relevo, geologia do materiarl epntal e tempo. Em sistemas fluviais a formação de solos deve estar condicionada antetsu ddoe às características deposicionais destes sistemas. Schumm (1981) define que um sai sftleumvial é função do tempo, relevo topográfico inicial, geologia, vegetação, nívelb daes e, clima, morfologia da encosta, rede de drenagem à montante, distributários e afluenteuss aàn jte, comportamento do canal e padrão deposicional. O nível de base deve por sua vezu mse rd os fatores mais importantes no comportamento dos sistemas fluviais (Schumm, 1 9 93). Paleossolos podem ser utilizados diretamente coemfeorê rncia do nível freático local em ambientes de sedimentação (Pipujol & Buurma9n4, )1 p9or características redoximórficas de alteração pedogenética do sedimento e, por tpaondtoe,m ser utilizados como indicadores das variações do nível de base em sistemas fl.u vOiasi spaleossolos fornecem informações a respeito de alguns aspectos adicionais que nãor iapmod eser extraídas somente pelo estudo sedimentológico dos depósitos estritamente sedaimreesn (tRetallack, 1986). Deve-se salientar que todos os fatores fundame dneta fiosrmação de solos devem ser incluídos em qualquer estudo paleopedológico, oasis q nuão ficam restritos apenas a atuação e intensidade de processos sedimentares. Kraus (1999) aponta que o tipo de paleossolo ernacdoon tno registro sedimentar depende da velocidade de sedimentação, se a setadçimãoe né constante ou descontínua e, se a pausa ocorre, qual a sua duração. O acúmulo setdairm veanria com o tempo, produzindo vários tipos de paleossolos de baixo para cima mema suucessão vertical (figura 12). Neste entendimento, verifica-se que um paleossolo al uév iafolrmado a partir da sobreposição de processos sedimentares e pedológicos. 23 Figura 12 – Diagrama esquemático mostrando o ro l pdaeleossolos que podem se formar numa espessa sucessão vertical, dependendo das taxas de acuãmou lsaeçdimentar, pausa e sua duração: a) paleossolo intensamente intemperizado formado em superfíc ied isdceordância, pelo longo tempo de estabilidade da paisagem e de desenvolvimento do solo; b) sequ êenscpieassa de múltiplos paleossolos formados em idtoesp ós de planícies de inundação, pelo fato da erosãoi nsseirg nificante e a sedimentação constante; c) umauas ap moderadamente longa na sedimentação relacionadan càis ãio do vale produziu um paleossolo mais bem desenvolvido que os paleossolos múltiplos, mas tnããoo intensamente intemperizado como o paleossolo desenvolvido sobre a discordância (Adaptado de sK,r a1u999). Em um sistema fluvial agradacional, pedofácies mpo dser classificadas de acordo com o balanço entre acumulação de sedimento e êpneedsoeg (Kraus, 1999). Com relação à distribuição lateral das pedofácies, estas irãmo osdei ficar de acordo com a distância em que se encontram dos canais fluviais, sendo que solaois mdesenvolvidos formam-se mais distantes dos canais e solos menos desenvolvidvoesm d see formar próximos às margens. 24 Para efeito conceitual, o termo pedofácies dev eu tsileizrado preferencialmente no lugar de paleossolo no caso de uma descrição p, rpéavria que sejam definidas e agrupadas características de alteração pedogenética comduinvse ras os tipos de substrato. Deste modo, o termo paleossolo deve ficar reservado para traotmar mc ais propriedade um depósito que resultaria na conjugação de fácies sedimentaresd oef ápcies associadas. Os principais atributos diagnósticos utilizadosc anraa cterização paleopedológica estão descritos a seguir: a) Icnofósseis Raízes fossilizadas ou traços de seu desenvolvoim ennot solo (rizólitos) são universalmente aceitos como diagnósticos de paolelooss s(Retallack, 1983). Entretanto o reconhecimento deste tipo de bioturbação quase rese mé pobscurecido por processos diagenéticos e, portanto, nem todas as raízes teranmco-nse permineralizadas ou com sua matéria orgânica preservada e algumas delas podperems eantar-se também sob forma de tortuosos preenchimentos de argila com halos doersidcosl ou mineralogicamente alterados (Kraus & Hasiotis, 2006; Wanas & Abu El-Hassan, 62)0. 0Os icnofósseis formados pela bioturbação da fauna podem ser distinguidos de ams adrec raízes por serem entroncados ou ramificados mais esparsamente, e por serem parecniatelm paralelos uns aos outros em comparação aos rizólitos ou marcas de raízes. Ocaurtraacterística das marcas de raízes é a ocorrência de ramificações com gradual afinameen tcoi mda para baixo. b) Características redoximórficas (mosqueado) As características redoximórficas são determinapdealsa alteração de cores do sedimento, típico de processos oxidativos da zoandao sva exposta à ação meteórica, biológica e às oscilações do lençol freático. Deve ser dteos dcrei acordo com a escala de cores de 25 Munsell (1991) para detalhamento de cores de fuen doa s manchas, que podem variar de padrões, conhecidos na Pedologia como mosquemaodtotl e(d) a variegado v(ariegated). O mosqueado é produzido tanto por bioturbação qupaonrt op rocessos pedogenéticos, e podem revelar aspectos sobre os tipos de alteração em fo qraume submetidos os sedimentos logo após sua deposiçãoc f.( Pipujol & Buurman, 1994). O mosqueado pode secril mfaente confundido com marcas de raízes e vice-versa (K era Husasiotis, 2006), justamente por ser uma estrutura também gerada pela ação de raízedsi.a gOn óstico correto acerca destas estruturas pode ser realizado em campo na maiosri ac adsos. c) Horizontes de solo Paleossolos possuem horizontes de solo, que di fedrae m aioria dos acamamentos sedimentares por seus contatos difusos e soldaadso s canmadas inferiores, geralmente paralelas ao topo truncado abruptamente, com aossp egcetralmente maciços e bioturbados (Saboue t al., 2005). Os horizontes desenvolvem-se progressinvtaem ceom a obliteração das texturas sedimentares, metamórficas e ígneas deor imal adte origem e são caracterizados por horizontes subsuperficiais enriquecidos com aroguil ac arbonatos (Retallack, 1983). d) Estruturas pedogenéticas As estruturas pedogenéticas variam em grau de sesxãpor,e substituindo estruturas sedimentares (como laminação cruzada, marcas duela ôsn),d estruturas metamórficas (como xistosidade e porfiroblastos) e estruturas ígnecaosm o( configuração cristalina), conforme Retallack (1983). Os paleossolos, como todos ooss ,s pool ssuem sistemas distintos de fissuras. Este fraturamento vai determinar o tipo de estaru qtuure o paleossolo vai apresentar, variando entre grumosa, granular, em blocos, colunar e pártiscma. 26 3.3 PEDOESTRATIGRAFIA Este item sobre Pedoestratigrafia foi traduzido Cdóod igo Norte-Americano de Estratigrafia, o NASC (NORTH AMERICAN STRATIGRAPH ICODE, 2004). Este código prevê um tipo de unidade que engloba os paleos, sao ulonsidade pedoestratigráfica. Uma unidade pedoestratigráfica (geossolo) é umo c doerp rocha que consiste em um ou mais horizontes pedológicos desenvolvidos em uúmnicaa ou em múltiplas unidades litoestratigráficas, aloestratigráficas ou litodcêamsi, e é sobreposta por uma ou mais unidades litoestratigráficas ou aloestratigráficas formalmtee dnefinidas Segundo o código, a propriedade determinante de u unmidade pedoestratigráfica é a presença de um ou mais horizontes pedológicos ntdois,t i diferenciados. Horizontes pedológicos são produtos do desenvolvimento do s(opleodogênese) que ocorrem subseqüentes à formação de unidades litoestraictiagsrá, faloestratigráficas ou litodêmicas, sobre as quais o paleossolo (solo enterrado) fromi afdoo; essas unidades são o material parental na qual a pedogênese atuou. Solos pedológicos podem incluir depósitos orgân icqouse sobrepõe ou mudam lateralmente para solos enterrados. Os depósigtoâsn iocros não são produto da pedogênese, sendo assim horizontes O não são incluídos na duen idpaedoestratigráfica; eles devem ser classificados como unidades bioestratigráficasit oeus ltratigráficas. Solos pedológicos podem incluir o horizonte C inteiro de um solo. O horizteo nC na pedologia não é rigidamente definido; é simplesmente a parte do perfil do sinofleor ior ao horizonte B. A base do horizonte C em muitos solos é gradativa e não identificávée lc; omumente determinado de forma arbitrária. Portanto o horizonte C não faz part eu ndiadade pedoestratigráfica. Um material derivado de um intemperismino situ (saprolito, bauxita, resíduo) de unidades litoestratigráficas, aloestratigráfica sl itooudêmicas deve ser o material parental no qual os horizontes pedológicos se formam, mas n uãom ésolo pedológico. Uma unidade 27 pedoestratigráfica deve ser baseada sobre horsiz opnetdeológicos de um solo enterrado desenvolvido nos produtos do intemperisimn os itu como o saprolito. A matriz de tal unidade peodestratigráfica são ambos o saprolito e, inadmiretnte, a rocha a partir da qual este se formou. O limite superior de uma unidade pedoestratigr áéfi coa topo do horizonte pedológico mais recente formado pela pedogênese no perfil odloo esnterrado. O limite inferior da unidade pedoestratigráfica é a interface físicai nidtievfa mais inferior do horizonte pedogenético no perfil de um paleossolo. A posidçeã ou ma unidade pedoestratigráfica é determinada pela sua relação com a as unidadeasti gersátfricas sobrejacentes ou subjacentes (figura 13). Figura 13 – Diagrama esquemático das relações e nutnreidades pedoestratigráficas e as outras unidades previstas no Código Norte-Americano de Estratigar a(Nfi ORTH AMERICAN STRATIGRAPHIC CODE, 2004). A facilidade de mapear em subsuperfície o limitpe esriuor de um solo enterrado é essencial para o estabelecimento de uma unidadoee spteradtigráfica. A extensão de uma unidade pedoestratigráfica é efetuada pelo mapetaom leanteral dos contatos entre um paleossolo e uma unidade litoestratigráfica ou satrlaoteigráfica formalmente definida sobrejacente, ou entre um solo e duas ou mais duensid aestratigráficas correlativas 28 demonstráveis. Uma unidade pedoestratigráfica difere de outrads audneis estratigráficas já que é um produto da alteração em superfície de uma ou mnaiidsa dues materiais por processos específicos (pedogênese). Sua litologia e outraosp riperdades as diferem acentuadamente daquelas do material(s) de origem, onde uma únniicdaa due pedoestratigráfica pode se formar in situ em unidades materiais parentais de diversas coiçmõpeoss e idades. Os limites de uma unidade pedostratigráfica traidnesmgr o tempo. Conceitos de intervalos de tempo, apesar de medidos, não renptarems eimportância na definição dos limites de uma unidade pedoestratigráfica. De qualquer af,o remvidência de idade, seja baseada em fósseis, idades numéricas, geométricas ou outlraçsõ rees, deve desempenhar um importante papel na distinção e identificação de unidades epsetdraotigráficas não contíguas em localidades distantes das áreas tipo. O nome de uunmida de pedoestratigráfica deve ser escolhido a partir de uma característica geogr áefisccaolhida na área tipo, e não de um intervalo de tempo, acrescido após a denominaçãeo s“sGolo”. 3.4 MICROMORFOLOGIA A Micromorfologia se utiliza de conceitos da Pertraofiga e da Pedologia, além de incorporar e desenvolver novas classificações, noclmateuras e metodologias (Brewer, 1964). Sua função clássica é o estudo de solos ao micprios cóótico ou, como Kubiena (1932) batizou, Micropedologia. Desde então, a Micromorgfoial vem tomando vulto como ciência. Somente após a contribuição de Brewer (1964), qrauteic apmente fundou os alicerces até hoje seguidos por outros autores, como Stoops & Jonsg e(1ri9u75) e Bullocke t al. (1985), sua importância foi reconhecida, não apenas para od oe setmu ciências do solo, como também de 29 sedimentos inconsolidados e consolidados, perfi s aldteração e rochas sedimentares (Retallack, 1983; Kraus, 1999). Os parâmetros micromorfológicos analisados, conefo arms metodologias de Brewer (1964) e Bullocke t al. (1985), são: estrutura geral da lâmina, homogêonue ah eterogênea, pédica ou apédica; orientação e padrão de disçtrãibou di os componentes; distribuição c/f de grossos e finosc (oarse and fin)e; porosidade, tipos de poros, gênese e tamanhmop; ocsoição mineral; fundo matricial, trama do plasma, anispoitar,o birrefringência, cor natural; pedocaracteres texturais, cutãs, neocutãs, quãas,i cuctriptocristalinos, pedotúbulos e excrementos. A unidade estrutural natural de um solo é chamaed pae d. Para Saboue t al. (2005) os peds são delimitados por fissuras abertas do solo e s uppoer rfícies irregulares que foram alteradas pela plasticidade da argila, pela oxiod adçeã ferro ou por outros tipos de processo por transporte/acumulação, difusão/precipitação. Denomina-se pédica a estrutura formada pelo delsveimnveonto de agregados e apédica quando ausente. Pedalidade é, portanto, um termiloiz aduot para se referir ao desenvolvimento de estruturas típicas de solosw (eBrr, e1964). Para Brewer (1964) o plasma é a parte capaz deo us edr e ter sido movida, reorganizada, e /ou concentrada por processosr mdea çfoão do solo. Esqueleto são todos os cristais discernívies ao microscópio ótico queu iin acl fração areia e silte grosso. A distribuição c/f de grossos e finocso, arse e fine no termo original (Stoops & Jongerius, 1975), refere-se à relação e distribou diçoã plasma e dos componentes clásticos do esqueleto. A distribuição é gefúrica quando os grãos do eseqtou eslão ligados por pontes de material mais fino (plasma e finos do esqueleto d).is Atribuição é porfírica simples quando os clastos (esqueleto) permanecem imersos na maturpizo, rtsados por ela. Na distribuição 30 enaúlica, o esqueleto representa unidades maioar etrsa md a, com agregados representando unidades menores no espaço intersticial. Esses enpoesq uagregados não preenchem completamente os espaços instersticiais, e as duensid ma aiores suportam-se ou, como se explica na petrografia, são suportadas pelos csl a(Ssttoops & Jongerius, 1975). O fundo matricial ou matriz-S é, como definido pBorer wer (1964), o material dentro dos agregadosp e( ds), ou composto por material desagregado no quarlr eomco caracteres pedológicos. Inclui o arcabouço e a matriz (malt emriaenor que 30 micra) da Petrologia Sedimentar, e consiste essencialmente em grãoes letsaqisu, plasma e poros intrapedais; lida com separações do plasma, já que são simplesmaerniateçõ ves na trama ou arranjo. As tramas do plasma podem ser classificadas comséop iacsas e sépicas. As tramas assépicas relacionam-se a feições de depósitoísti cdoest rpouco ou nada alterados, enquanto tramas sépicas representam diferentes graus dgea nreizoarção dos constituintes mais finos, formadas por processos diagenéticos (Brewer, 1 9 64). As tramas assépicas são: argilassépica, onde om ap laesxibe rara ou nenhuma anisotropia, típica feição de depósitos detrítipcousc o alterados de finos por decantação; ou silassépica, onde predomina silte de organizaçoãtoró pisica de depósitos detríticos (Brewer, 1964). As tramas sépicas denominam-se: inssépicas, on dsee garsegações do plasma se encontram em domínios isolados, com anisotropia ooriue ntação incipiente ou fraca; esquelssépicas, onde as segregações de plasmala csioe narem às paredes dos grãos do esqueleto; vossépicas, onde as separações do plsaes maassociam a poros e vazios; mossépicas, com segregações em forma de mosai caonsi sdoetropia moderada associados a outras estruturas; massépicas e omnissépicas,ã qou see psarações do plasma com anisotropia moderada a forte, de relações complexas ou nãoci adsosos a outras estruturas (Brewer, 1964; Stoops & Jongerius, 1975; Bullocekt al.,1985). 31 Os caracteres pedológicos encontrados nas lâmoindaesm p ser divididos em texturais (cutãs), de depleção (halos), criptocristalinosa mouo rfos, e excrementos (glébulas e pápulas) (Brewer, 1964). Brewer (1964) define cutã como uma modificação edxatu tra, estrutura ou trama em torno de superfícies naturais dos materiais do, sdoelovido a concentrações de constituintes particulares ou a modificações do plasimn as itu. Cutãs podem ser compostos por qualquer substância constituinte do material do solo. Podserm a ssociados a grãos, agregados, canais, planos e outros poros como cavidades e vesículas. Cutãs de iluviação são formados por movimento dte rmiaal cutânico em solução ou suspensão e subsequente deposição (Brewer, 19o6n4f)o. rmCe a composição, podem ser denominados argilãs (de argila), ferriargilãs (dee e F argila), organomangãs (óxidos de Mn e MOA) e assim por diante. Cutãs de difusão são concentrações em uma suep edrfeícviido à difusão. Estão associados geralmente com concentrações dentroa tdriaz -mS do material do solo que atinge o máximo na superfície cutânica (Brewer, 1964). Po dserm denominados de neocutãs quando adjacentes a superfícies de poros ou agregadoqsu, aosuic utãs quando mais afastados dessas superfícies. Podem ser classificados conforme cosimçãpo, neoferrãs (óxidos/hidróxidos de Fe), neomangãs (Mn), quasiferrãs, etc. Cutãs de tensão são modificaçõine s itu do plasma devido a forças diferenciais como deformação; não são cutãs verdadeiros (Brewer, ).1 9S6ã4o formados basicamente por expansão e contração. Halos de depleção são caracteres pedológicos forsm apdor percolação de água superficial (pseudogleização de Pipujol & Buurma1n9,9 4) que provoca a perda de componentes, geralmente por redução de Fe e Mnre, leamçã o à matriz adjacente (Bulloectk al., 1985). 32 Glébulas (nódulos e concreções) são unidades etrnidsiimonais dentro da matriz-S do material do solo, geralmente de forma prolata. rSecãon hecidas por grandes concentrações de um determinado constituinte/ e ou uma diferençat rnama a comparada com o material circundante, ou por ter um limite distinto com at rmiza do entorno (Brewer, 1964). Pápulas são glébulas que consistem em materiaol mprineadntemente composto por argilominerais, sem grãos do esqueleto, com traomnatí ncua ou lamelar; têm limites externos nítidos e abruptos. A maior parte apresenta formroala tpa a esférica e de alguma forma arredondada (Brewer, 1964). Pedotúbulo é um caractere pedológico que consmist em eaterial do solo (grãos do esqueleto ou grãos do esqueleto mais plasma) tdoi sdtian matriz circundante, de forma tubular, simples ou em sistemas ramificados des t;u obso limites externos são nítidos (Brewer, 1964). O conceito de pedotúbulo também se encaoix ac onnceito de canais, porém os pedotúbulos são geralmente maiores e preenchidoodse.m P ser granotúbulos (preenchidos por grãos e microagregados), estriotúbulos (concênst riecmo forma de meniscos), isotúbulos (preenchidos por material fino isotrópico). 33 4 METODOLOGIA A análise paleopedológica efetuada nesta pesquoisi a cofncentrada em dois afloramentos associados aos estratos sedimentar eFso rdmação Resende e, portanto, às litofácies que compõem esta unidade litoestratiicgará: fo afloramento da Ponte dos Arcos, na bacia de Resende; e o afloramento da Rodovia doto Crnon, na bacia de Volta Redonda. Estes afloramentos foram selecionados devido àí vpeol soscorrência de paleossolos, pela observação das pedofácies reconhecidas avpaónst alme ento de campo em vários pontos das duas bacias. A metodologia foi dividida em terêtaspas: levantamento e descrição detalhada de campo; amostragem; análises de lóarbio.r a t 4.1 LEVANTAMENTO E DESCRIÇÃO DE CAMPO Durante a etapa de campo, foram elaborados pemrfi s esecala 1:20 e painéis estratigráficos dos afloramentos. Os perfis veirst icdaetalhados foram elaborados segundo esquema proposto por Selley (1968), incluindo ac rdiçeãso de forma, espessura das camadas, cor, textura, composição mineralógica, estrutureadsi msentares. A técnica utilizada para detalhamento das seções estratigráficas foi a pder psousição e decalque a partir de uma cobertura fotográfica do afloramento. A checagem de campo teve ênfase nos atributos adlel (M19i 96) e Borghi (2000) para identificação de elementos arquiteturais, tais c:o nmaotureza dos contatos, geometria, escala, arranjo interno de litofácies e hierarquização dleem entos arquiteturais. As cores dos depósitos foram identificadas utilizando-se tabdeela cores M( unsell’s Rock Color Cha,r t 1991). 34 Para o reconhecimento de feições associadas à ênocioar r de paleossolos ou pedofácies, foram conjugados ao esquema de S1e9lle6y8 )(, os métodos de Retallack (1983) e Kraus (1999), que utilizam atributos como: evidêan dcei raízes (rizólitos, traços de raízes), mosqueado (características redoximórficas), hotreizso dne solo, estruturas de solo, icnofósseis (marca de raízes principalmente), nódulos e conõcerse çde Fe e Mn, calcretes, geometria tabular, estruturas de fricçãsol ic(kenside)s e variação vertical de argilominerais e carbosn.a to 4.2 AMOSTRAGEM Com base nos perfis faciológicos elaborados du raa nfatese de levantamento detalhado de campo, foram coletadas 29 amostras deformad asfl onroamento da Ponte dos Arcos, na bacia de Resende, e 23 amostras deformadas noa maeflnotro da Rodovia do Contorno na bacia de Volta Redonda. Estas amostras deformadas pesavam cerca de 700 gar a8m0as e foram em parte destinadas às análises granulométricas, sendo2 q aume o1stras (6 ao longo do perfil Ponte dos Arcos e 6 ao longo do perfil Rodovia do Contornoor)a mf em parte destinadas para análises de mineralogia de argilas e mineralogia de pes aAdso sa.mostras foram retiradas tanto de camadas mais argilosas que apresentaram caraicatesr ísptaleopedológicas, quanto em camadas estritamente sedimentares adjacentes, cooumco sp sinais de alteração pós- deposicional. Amostras indeformadas foram coletadas principalem neonst horizontes de paleossolos, em caixas de alumínio de aproximadamente 15x5 mcentrtoís, destinadas às análises petrográficas e micromorfológicas. No perfil Podnotes Arcos foram retiradas 10 amostras e no perfil Rodovia do Contorno 7 amostras. 35 4.3 ANÁLISES LABORATORIAIS 4.3.1 Análise granulométrica A análise granulométrica teve como principal obvoje tianalisar a distribuição de frequência das principais modas texturais utilizsa dna classificação sedimentológica dos depósitos estudados. A variação vertical foi uatdiliaz na interpretação e inferências de processos sedimentares e de alteração eodiage. n ética Os ensaios foram efetuados no Laboratório de Sendtoimloegia do Departamento de Geologia/UFRJ, segundo metodologia apresentadFa oplko r( 1974). O procedimento consistiu no destorroamento cuidadoso e tratamento das aams opsatrra a separação dos sedimentos grossos e finos por via úmida, através de penenirtaom em malha de 0,062 mm. Após a secagem dos sedimentos grossos em mufla, elese psãaora dsos através de um conjunto de peneiras acopladas cujos intervalos de malha cpoornredsem aos limites da escala granulométrica de Wentworth (1922a)p ud Folk (1974): 4,00 mm (seixo) - 2,00 mm (grânulos) - 1,00 mm (areia muito grossa) - 0,50 (marmeia grossa) - 0,25 mm (areia média) - 0,125 mm (areia fina) - 0,062 mm (areia muito f.i nOa) tratamento dos sedimentos finos (menores que 0,062 mm) foi realizado através do dmoé dta pipetagem. Foi pesada cada fração de sedimento peneiradol eotua dco na pipetagem, segundo as classes granulométricas específicas. Posteriorm, enotse dados foram utilizados, separadamente nos dois afloramentos, para medoiçsã poa drâmetros: média, mediana, desvio padrão, assimetria e curtose, segundo metodoloeg iaF odlk (1974). A análise destes parâmetros também auxiliou a classificação e inretetarpção destas rochas. Foram também gerados os histogramas para análise visual darsib udiçsõt es de frequência. As porcentagens calculadas de cascalho (acima de 2,00 mm), arnetirae (2e,00 e 0,062 mm) e lama (menores de 36 0,062 mm) foram plotadas em diagramas trianguldaere csl assificação de rochas sedimentares, propostos por Folk (1974). 4.3.2 Análise petrográfica Foram analisadas 17 lâminas delgadas. Como se tdraet a sedimentos semiconsolidados, foi preciso primeiro impregna ra masostras para a confecção das lâminas delgadas. A técnica consiste na impregnação das taram iondeformada com resina líquida (no caso Araldite) e catalisador em câmara de vácuo. Foram analisados os seguintes parâmetros petrcoogsr:á ficomposição textural, composição mineralógica, trama, contatos, porosei,d aedstruturas sedimentares e pós- deposicionais, aspectos diagenéticos. Todos osm peatrroâs foram discriminados em ficha específica, desenvolvida pelo Professor Leonardrog hBi odo Laboratório de Sedimentologia do Departamento de Geologia/UFRJ. Para a determinação de outros aspectos texturai isr eafolizada estimativa por comparação com as tabelas para seleção, grau eddeo nadrramento e esfericidade, segundo Beard & Weyl (1973), para seleção, e de KrumbeiSnl o&s s (1963). As lâminas foram confeccionadas no Laboratório adme iLnação do Departamento de Geologia/UFRJ e posteriormente analisadas por mdee imo icroscópios de luz transmitida das marcas Olympus modelo BX-41 (Laboratório de Minoegraial do Departamento de Geologia/UFRJ) eC arl ZEISS modelo AXIOPLAN (Laboratório de Geologia Smeedni tar do Departamento de Geologia/UFRJ), este último, do tdaed ocâmera para captura de imagens digitais. A identificação das classes granulométricas eme se dçeõlgadas foi efetuada através do reconhecimento visual das dimensões dos grãos,b caosme nos limites de Wentworth (1922): 37 4,00 mm; 2,00 mm; 1,00 mm; 0,50 mm; 0,25 mm; 0,m12m5; 0,062 mm; e abaixo de 0,062 mm (classificado como matriz). Análises quantitativas foram efetuadas para os esx admos componentes detríticos (mineralogia da fração areia) e texturais (fraçinãao, fcimento e poros), através da técnica de contagem de pontos (300 pontos), segundo metodao ldoeg i Gazzi-Dickinson (Valloni & Zuffa, 1984). Os componentes detríticos da fraçrãeoia adiscriminados foram: quartzo monocristalino e policristalino, K-feldspato, ploacgliásio, micas, minerais acessórios, fragmentos de rochas e outros minerais primáráio so.s J componentes texturais discriminados foram: fração fina, pedocaracteres que incluemm oe nctio, e porosidade. Para análise petrológica, os valores obtidos astr advaé contagem de pontos foram transformados em percentuais e aqueles relacio nàa dcosmposição mineralógica (quartzo, feldspato e fragmentos de rocha) foram plotadosd iangor ama triangular de classificação de rochas sedimentares segundo Folk (1974). A matriz e o cimento foram determinados a partisr dcoritérios de classificação de Dickinson (1970). Os diferentes tipos de matriz : sãoprotomatriz, matriz original/sindeposicional; ortomatriz, resultado rdeac ristalização da matriz original, sendo ainda possível reconhecer a textura clástica are; lícetpimatriz, resultado da alteração diagenética de grãos do arcabouço, com infiltraeç ãpore enchimento dos poros por material argiloso; pseudomatriz, grãos deformados e esmas g(afrdaogmentos líticos pelíticos) entre os grãos mais competentes (como quartzo). 4.3.3 Análise micromorfológica Todas as 17 (dezessete) lâminas analisadas do pdoen tvoista petrográfico foram contempladas na análise micromorfológica. As déucansi ctas foram realizadas separadamente para que as análises apresentassem menor tendnêan ciniate rpretação desses depósitos da 38 Formação Resende, e, para que todos os aspectroustu reasist e conceituais fossem devidamente comparados. Certamente as duas abnosrd, augteilizadas desta forma, podem contribuir de maneira mais imparcial ao estudo adse srtochas sedimentares. Apenas na contagem de pontos da análise petrográfica foui iidnoc lo itemp edocaractere,s para que fosse quantificada a sua porcentagem com relação aoso cnoemnptes da lâmina. Em cada uma das lâminas foram analisados os sesg uinptarâmetros micromorfológicos: estrutura geral da lâmina, hoêmnoega ou heterogênea, pédica ou apédica; orientação e padrão de distribuição dos compon;e dnitsetsribuição de grossos e finos (c/f); porosidade-tipos de poros, gênese e tamanho; coiçmãpoo msineral; fundo matricial, trama do plasma, anisotropia, birrefringência, cor naturpael;d ocaracteres texturais, cutãs, neocutãs, quasicutãs, criptocristalinos, pedotúbulos e execrnetoms. Para a devida sistematização dos dados, criou-ase f icuhma de descrição (apêndice A) que serviu como base para todas as descriçõesm moircfróológicas. Esta ficha foi estruturada a partir das metodologias consagradas de Brewer )( 19e6 4Bullock et al., (1985), e comparações às traduções e adaptações ao pordtueg Cuêas tro (2002). Neste trabalho a análise micromorfológica foi rzeaadlia para auxiliar na interpretação da paragênese e na distinção entre alterações dcaasu spaor processos diagenéticos. A nomenclatura e a classificação das estruturas fobraasmeadas na metodologia dos principais autores acima mencionados. Por causa de problemas ligados à diagênese, aotsr ibmuatcromorfológicos podem não ser suficientes para a identificação de paleos,s oelnotsretanto estudos micromorfológicos em lâminas petrográficas podem fornecer valiosas minafoçrões sobre o reconhecimento de paleossolos (Retallack, 1983; McCartehty al., 1999; Wanas & Abu El-Hassan, 2006). As características micromorfológicas indicam os prsoocse spedogenéticos que estavam ativos no perfil. Entre elas petrotrama de solos formadas pprocressos que alteraram a organização 39 original do corpo sedimentar. Na lâmina petrograá, ficas raízes podem ou não mostrar entroncamento, geralmente são circundadas pora airlguivl iada com desenvolvimento de rizólito (Terry, 2001). Evidências de iluviação de argila (translocaçãoo gpêendica) podem ser diagnosticadas pela alta concentração de argila bem orientadap qreuen che fraturas irregulares dentro da matriz e também por grãos detríticos tingidos (Wsa &na Abu El-Hassan, 2006). A argila iluvial indica desenvolvimento pedogenético e resepnreta a expressão microscópica de estruturas de infiltração mecânica e halos das ams adrce raízes típicos da zona vadosa de ambientes terrestres (Kraus, 1999, Pipujol & Buunr,m 1a994). Retallack (1990), indica que a microtrama podeu sme rb om indicativo de pedogênese. A trama do plasma formada pelo arranjo de partsíc cuolaloidais (argilo-minerais, óxidos de ferro, etc.) pode apresentar anisotropia e birnrgeêfrni cia, dependendo destas características podem ser identificadas e associadas a processdosg epneéticos. Com exceção de algumas tramas que podem estar também associadas a prso,c eés suom atributo diagnóstico de paleossolos. Icnofósseis podem ser distinguido sp apdorões sem entroncamento, geralmente verticais, preenchidos por material diferente daleq quuee o cerca (Terry, 2001). 4.3.4 Análise de mineralogia das argilas A análise de mineralogia das argilas foi realizapdaara obtenção de dados sobre a gênese de argilominerais da Formação Resende. Fsoerlaemcionadas 12 amostras, 6 em cada perfil, com ênfase nos depósitos mais alteradosio teu rbados. Foram também incluídos arenitos maciços lamosos, para auxiliar na discou sosbãre a gênese destes depósitos. Foi utilizado o método da difração de raios-X et ota an preparação das amostras quanto a confecção das lâminas para as análisaems fdoer senvolvidas no Laboratório de Raios-X do Departamento de Geologia/UFRJ. As lâsm infoaram analisadas no mesmo 40 laboratório, através de um goniômetro equipado cdoifmra tômetro de raios-X da marca Rigaku Geigerflex, em um ângulo de 2º a pouco mdea i3s 0º o que possibilita, segundo a Lei de Bragg, a identificação da maioria dos argilomraiinse. O procedimento de preparação das amostras con nsias tisueparação da fração fina (menor que 0,062 mm) por via úmida. Após a sepaor adçoã material fino, foi realizado o tratamento com ácido clorídrico, segundo metodoal odgei Jackson (1975), e posteriormente a fração argilosa (menor que 0,004mm) foi separadr am peoio de centrifugação. Uma pequena fração do material foi espalhada, com auxílio dea ulammínula, como uma fina película sobre uma lâmina de vidro e, após secagem ao ar, levaardaa l epitura no difratômetro de raios-X. A identificação dos argilominerais e de alguns óhxididros de ferro foi feita através da leitura dos diferentes picos registrados nos gorsá ficemitidos pelo difratômetro. A determinação se dá por comparação com tabelasn dívisepiso (Thorez, 1976; Santos, 1975), onde são calculadas as distâncias basais dos mairngeilroais com base no ângulo de reflectância dos principais planos do retículot aclriinso (geralmente 001, 002, 003). As demais leituras, em lâmina tratada com etilelnicoo-lg foram realizadas a partir das mesmas lâminas utilizadas como guia na análiser ioarn. teEstas lâminas são banhadas no etileno-glicol para que argilominerais expansív eciso,mo vermiculitas, esmectitas e interestratificados, fossem detectados pela vaor iadçoãs picos. Depois de secas ao ar são novamente rodadas no difratômetro de raios-X puaera sqejam gerados outros difratogramas utilizados na comparação com os difratogramas âdmasin al s guia. A partir desta análise foi realizada uma estimativa semiquantitativa dos oamrginilerais em cada amostra de cada perfil. 4.3.5 Análise de minerais pesados A análise de minerais pesados foi realizada combj eot iovo de subsidiar a identificação mineralógica das análises petrográficas, pelo fdateo estas amostras concentradas 41 apresentarem uma variação mineral maior do queô dse apcessar em lâmina. Estudos de proveniência não foram objeto de inferências ntersasbea lho. Para a análise de minerais pesados, foram seledcaiso n1a2 amostras, 6 em cada afloramento, distribuídas ao longo dos perfis. uFtoiliz ada a fração areia fina e muito fina misturadas, pois a maior parte dos minerais pe ssaed ocsoncentra até a fração silte grosso. Se fossem retiradas as frações de areia muito finria, dsescartada boa parte destas amostras. O procedimento realizado no Laboratório de Sediomloegnita do Departamento de Geologia/UFRJ consistiu na separação dos mineeraniso ds no bromofórmio (densidade 2,89), a partir de 50 gramas de amostra de areia fina iteo mfinua, onde os minerais mais densos se concentram no fundo do recipiente. Após esta e toasp am,inerais pesados foram submetidos à separação magnética com imã de mão, para sepamrarg nae tita, e também com separador magnético isodinâmico Frantz (nas faixas 0,2; 0,64; 0,8; 1,5 e sobra de não magnéticos), recomendado para auxiliar na identificação de mains ercom diferentes graus de susceptibilidade magnética, segundo metodologiasp tadas de Parfenoefft al. (1970) e Pereirae t al. (2005). As diferentes frações obtidas (minerais pesadosn émtiacgos e minerais pesados não magnéticos) foram estudadas com auxílio de lupoac builnar da marca Zeiss Germany STEMI SV 11 lupa PLAN S 1,0x, do Setor de Petrografia ien eMralogia do Departamento de Paleontologia e Geologia do Museu Nacional da U FFRoJr.am analisadas as seguintes características mineralógicas: cor, brilho, formriast aclina, hábito, clivagem, fratura e dureza. A identificação dos minerais foi confirmada, qua nndeocessária, com análise de minerais translúcidos ao microscópio petrográfico de luzn stmraitida da marca Zeiss, do mesmo laboratório e com base em manuais de mineralogaiarf e(nPoff et al., 1970 e Pereirae t al., 2005). Após a identificação dos mineraifso,i efetuada a contagem de quatro campos visuais, 42 aleatórios, de cada fração magnética. Com ov aolsores mostraram-se de certa forma muito homogêneos, os minerais pesados foram apenasd ionsc lcuoímo parte dos minerais acessórios, devido à fraca significância amostral e a inutidlied apara estudos de proveniência ou dinâmica sedimentar. 43 RESULTADOS 5.1 PERFIS SEDIMENTOLÓGICOS 5.1.1 Perfil Ponte dos Arcos - bacia de Resende O perfil escolhido no afloramento da Ponte dos As r(cfiogura 14), na borda sul da bacia de Resende, tem cerca de 9 metros de altura. Aasd caasm apresentam mergulho aparente para NW inferior a 5º. O corte muito irregular dificuult oa descrição de campo e demandou o fracionamento do perfil ao longo da seção. O sendtiom encontra-se semiconsolidado. Inicia na base com pelito arenoso no nível P1Ni0n1z,a c-esverdeado (5Y 7/2), mosqueado de matiz alaranjado (10YR 6/6 a 10YR 5/4), biotudrob,a com marcas de raízes e estrutura maciça. A partir daí observa-se a superposiçãoic dloes cde granodecrescência ascendente. Estes ciclos são marcados na base por camadas de ar cmóasiso sgrossos pouco alterados que, em direção ao topo, são sobrepostos por camadas bbaiodtausr com predominância de finos. O primeiro ciclo se inicia no nível P1N02 em coon teartosivo ao pelito, com um intervalo de cerca de um metro de espessura, cor cinza esavdeor d(5Y 7/2 a 5Y 8/1), composto por camadas de arcósios finos a médios, com poucaa aer gsililte. As camadas apresentam entre si contatos planos ou erosivos, laminação horizontcaipl iiente, concreções de manganês, gradação normal em algumas camadas, e geometria tabulanr tiac ullear estendida. Sobrepostos a este intervalo, em contato plano, ocorrem siltitos an aitores muito finos em transição difusa, lamosos, com espessura de um metro, cor cinza-esverdead o5 /2(5),Y mosqueado alaranjado (10YR 5/4 a 10YR 6/6), nódulos férricos na base, bioturbadodse eg eometria tabular. Estas camadas de sedimentos mais finos (nos níveis P1N09 e P1N1e0p)r,e rsentam o fim do primeiro ciclo de 44 deposição. Segue, no topo, um contato erosivo croemni toas arcosianos muito finos nos níveis P1N11 e P1N12, que apresentam uma variação laatepraarle nte na seção, com transição horizontal difusa para um siltito pouco bioturba do ,qual se reiniciou a descrição em outra parte da seção situada a NNW, a 20 metros do ponto li.n icia O contato erosivo na base do nível P1N11, marcan ícoi o i do segundo ciclo de granodecrescência ascendente, de menor amplitued eo qpurimeiro, que pode representar um pulso sedimentar de menor magnitude. A partir d epsotento, segue um intervalo de aproximadamente 90cm de pelitos arenosos até ol P n2ívNe03. Estes pelitos arenosos apresentam laminação horizontal incipiente, cor de fundo edsevaedr a (5Y 4/4), lâminas de argila, bioturbado por marcas de raízes e fauna, de cor (10YR 6/2). Um terceiro ciclo granodecrescente, mais amploin, isceia no contato erosivo na base da camada do nível P2N04, em um intervalo de arcóes isousb arcósios cinza-claro (5Y 7/2), com quase dois metros de espessura, composto por csa mdeacdiamétricas em contato nítido a difuso, em padrão “caixote”, com pouca variação granuloimcaé.t rSão arcósios muito finos a finos, pelíticos, com laminação plano-paralela incipieen teb ioturbação ocasional. Sobrepostos, em contatos planos ou gradacionais, estão argilitostu rbbiados (níveis P2N13 a P2N15) com estrutura em blocos angulares a esferoidais, ldimosit apor superfícies de fricção. Apresentam geometria tabular, transição difusa entre camahdoarsiz, ontes bem evidentes de cor bruno- alaranjada (10YR 5/4), com halos de depleção deiz mciantza esverdeado (5Y 5/2), em forma de marcas de raízes tortuosas abundantes. O topo indteesrtvealo fica gradativamente mais rico em areia muito fina, fina e silte, com dois níveis cdoen creções de manganês (reação positiva ao peróxido de hidrogênio) separados por 40cm (níPv2eNis1 6 e P2N17). 45 Figura 14 - Perfil sedimentológico do afloramento Pontes dAorcos na bacia de Resende. 46 Sobre este terceiro ciclo, em contato erosivo, roecmo rarcósios muito grossos com grânulos, estruturas de estratificação cruzada aalacdaan de médio porte, geometria de canais entrelaçados em forma de barras frontais, congláotmicears e arenosas, e brechas intraformacionais, compostas de clastos de arsg ilbitoioturbados da camada subjacente. Este pacote superior não foi objeto de amostragens,d od eàv isua gênese estar associada a fácies e elementos arquiteturais já conhecidos e definidmo sp esquisas anteriores (Ramos, 1997, 20 03). 5.1.2 Perfil Rodovia do Contorno – bacia de Voletad oRnda,g raben Casa de Pedra Na Rodovia do Contorno o perfil tem pouco mais d me e6tros de altura (figura 15), localizado na borda norte dgor aben Casa de Pedra. O corte realizado para a constrduaç ão rodovia é bem regular, que possibilitou a descr diçaã oseção escolhida em apenas dois segmentos. Os estratos exibem um mergulho aparente para Sº ad e1 05º. Também foi observada a superposição de ciclos adneo dger crescência ascendente neste perfil, da mesma forma que no perfil Ponte dos As.r cPoorém as variações granulométricas entre as camadas são por vezes muito sutis, obscurecee dnidficou ltando a descrição e interpretação dos mesmos. Foi possível discernir três ciclos inicsia dnoa base por camadas de arcósios com transição em direção ao topo à camadas mais inmtenstea bioturbadas, de composição pelítica. Na base do perfil e também aflorando em outros esengtoms da seção, encontram-se rochas do embasamento metamórfico da Faixa Ribeira. Soob re mbasamento, assenta-se em inconformidade um intervalo de 1,5m composto pomr acdaas de arenitos finos arcosianos, cinza- esverdeados (5Y 7/2), pelíticos, de estrutura maa, csieçparadas por contatos planos. O teor de argila aumenta gradativamente em direção ao toopmo, gcradação normal a arenito muito fino, onde são observadas esparsas bioturbações po re f amuanracas de raízes de cor alaranjada (10YR 47 6/6) e cinza-esverdeada (5Y 5/6), superfícies idceçã for e nódulos sesquioxídicos. Este intervalo entre os níveis VN01 e VN06 representa o primeiicrlo cgranodecrescente na base do perfil. Figura 15 - Perfil sedimentológico do afloramentod Rovia do Contorno na bacia de Volta Redonda. Sobrejacente a este intervalo da base do perf ilc, oenmtato plano, segue um conjunto de camadas de arenitos arcosianos finos, lamososa,- ecisnvzerdeados (5Y 7/2 a 5Y 8/1), com média 48 de 20cm de espessura cada camada, em padrão e“c”,a ixqoute representam o início da superposição de um segundo ciclo. Estas camadaims édtreicas (níveis VN07 a VN15) são separadas entre si por contatos planos, tingidors spuoperfícies de ferruginização de cor amarelada (10Y 6/2), que marcam de forma mais uaacdean t a base e o topo deste intevalo. Apresentam estrutura maciça, pontualmente biotuarsb, acdom geometria lenticular estendida, sem variação lateral aparente ao longo da seção. Sdeop paroar superfície de ferruginização, assenta-se um pacote de quase 1,5m composto por pelitos aorse n(onsíveis VN16 a VN18), separados por contatos planos. Estas camadas apresentam cor- ecsivnezradeada (5Y 5/3 a 5Y 6/4), com estruturas em blocos angulares, mosqueado por r baioçtãuo e marcas de raízes de matiz alaranjado (10YR 6/6) e avermelhado (10R3/4). Este pacote encontra-se erodido no topo por dumasa dcaas (níveis VN19 e VN20), de 30cm cada, compostas por arenitos grossos coma aer gpiol uco silte, estruturas de estratificação cruzada de pequeno porte, quase que totalmente roabdlai s por marcas de raízes na camada de cima. Este intervalo de arenitos grossos marcaic ioo idno terceiro ciclo de granodecrescência. Sobrejacente, assentam-se argilitos com pouco e s ailtre ia dispersa entre os níveis VN21 a VN23, perfazendo espessura de cerca de 1,4m .i nEtesrtvealo argiloso foi dividido em três camadas: a inferior de cor cinza chumbo (5Y 8/1e)m, sbioturbação; a camada média, apresentando sinais de marcas de raízes, cor doe cfui nza (5Y 7/2) com mosqueado alaranjado (10YR 6/6); e a última, uma camada fortemente brbioatdua de cor amarelada (10Y 6/2) com nódulos férricos na base, com mosqueado vermelhcoa rlaetse (10R 4/6). Estes argilitos representam o fim do terceiro ciclo granodecresec deon tperfil. Acima, em discordância erosiva, encontram-se osg locmonerados clasto-suportados e arcósios muito grossos da Formação Pinheiral. Peoms sgueometria lenticular de canais fluviais, 49 barras cascalhosas e arenosas, com clastos cerinctoims édte quartzo leitoso bem arredondado, de matriz composta por arenitos grossos arcosianos. 5.2 LITOFÁCIES SEDIMENTARES, PEDOFÁCIES E ARQUITETRUA DEPOSICIONAL Para as fácies sedimentares descritas neste tora eb aelhlementos arquiteturais, optou-se por manter a denominação do código original de lM (i1a9l 96). As pedofácies seguem uma nomenclatura distinta, criada para utilização n terastbealho. As principais fácies sedimentares descritas coorrnedsepm a: i) arcósios e subarcósios micáceos finos a médios, argilosos, com laminaçoãroiz ohntal incipiente (fácies Sh de Miall, 1996), superfícies erosivas (fácies Ss de Mial,6 1),9 9em camadas tabulares ou lenticulares estendidas, interpretados como fluxos trativos eenmçó lis não confinados, associados a leques ou canais de extravasamento de canais fluviais (f ig1u6ra); ii) arenitos lamosos feldspáticos e micáceos, maciços, localmente bioturbados (fácmie sd eS Miall, 1996) interpretados como fluxos trativos em lençóis não confinados, associadosa naí cpiel s de inundação (figura 16b); iii) lamitos arenosos bioturbados, com laminação horizontael,r pinret tados como depósitos proximais de planície de inundação (fácies Fl de Miall, 1996gu, rfai 16c); iv) lamitos maciços (fácies Fsm de Miall, 1996, figura 16d) e argilitos (Fm de Mia1ll9, 96), com estrutura em blocos, superfícies de fricção, bioturbados, interpretados como depósditeo si nundação episódica distais aos canais fluviais. A seguir, estão as principais fácies sep erectivas descrições e interpretações (Tabe la 1). 50 Tabela 1 – Litofácies sedimentares – diagnoser, pinretetação e descrição. Litofácies Diagnose Interpretação Descrição Ss ARENITOS Fluxos hidrodinâmicos trativos torrenciais Litologia: arcósios a subarcósios finos a médios com quantidade COM SUPERFÍCIES rasos, erosivos, de regime inferior ou baixa variável de areia grossa, muito grossa com pouco silte e argila. EROSIVAS energia. Depósitos arenosos, de canais ou Podem conter debris orgânico. Seleção: pobremente a mal ABUNDANTES leques de extravazamento não confinados, selecionados, grãos angulosos a subangulosos. Estruturas: em planície de inundação ou sobre depósitos laminação plano-paralela incipiente a maciça. Contatos erosivos de barras arenosas marginais. abundantes entre camadas. Geometria: canal lenticular a lenticular estendido. Sh ARENITOS COM Fluxos hidrodinâmicos trativos torrenciais Litologia: arcósios a subarcósios finos a médios com quantidade LAMINAÇÃO rasos de escorrimento superficial de regime variável de areia grossa, muito grossa com pouco silte e argila. HORIZONTAL inferior ou baixa energia. Depósitos de Seleção: pobremente a mal selecionados, grãos angulosos a INCIPIENTE lençóis arenosos, de leques de subangulosos. Estruturas: laminação plano-paralela incipiente a extravazamento não confinados, em planície maciça. Contatos nítidos abundantes e erosivos menos de inundação. freqüentes, entre camadas. Geometria: tabular a lenticular estendido. Sm ARENITOS Fluxos trativos de baixa energia. Alteração Litologia: arcósios finos a muito finos com alto teor de matriz LAMOSOS eodiagenética variável. Depósitos maciços lamosa. Seleção: muito mal selecionados, grãos angulosos a MACIÇOS proximais a intermediários de inundação com subangulosos. Estruturas: maciça, icnofósseis de fauna e raízes estruturas sedimentares obliteradas por em baixa densidade. Contatos nítidos frequentes. Geometria: processos pós-deposicionais. tabular. Fl LAMITOS Fluxos trativos laminares de baixa energia e Litologia: lamitos com variável quantidade de areia feldspática. ARENOSOS alternada decantação de finos por Seleção: muito mal selecionados, grãos angulosos a LAMINADOS suspensão. Alteração eodiagenética presente subangulosos. Estruturas: maciça, laminação plano-paralela em grau variável. Interpretação: depósitos heterolítica, icnofósseis. Contatos graduais na base e nítidos a heterolíticos intermediários a distais de erosivos no topo das camadas são frequentes. Geometria: planície de inundação. Biogênese variável, tabular e lateralmente variável. de fraca a moderada. Fsm LAMITOS E Predomínio de decantação de finos por Litologia: lamitos com alta porcentagem de silte e quantidade SILTITOS suspensão, com alternado transporte de variável areia dispersa. Estruturas: maciça predominante, pode ARENOSOS fluxos trativos de baixa energia. apresentar icnofósseis de fauna e raízes. Contatos graduais MACIÇOS Interpretação: depósitos distais aos canais entre camadas. Geometria: tabular. fluviais, biogênese frequente. Fm ARGILITOS Decantação de finos por suspensão pela Litologia: argilitos com pouco silte e pouca areia dispersa. MACIÇOS perda abrupta de energia em fluxos Estruturas: maciça, em blocos subangulares a arredondados, hidrodinâmicos desconfinados. Alteração icnofósseis de fauna e raízes, pedotúbulos, concreções e eodiagenética marcante. Interpretação: nódulos de ferro. Contatos graduais entre camadas. Geometria: depósitos distais aos canais fluviais. tabular. 51 Figura 16 – a) Litofácies Sh e Ss, apresentandoi nlaçmão horizontal incipiente, superfícies erosivea sg radação normal; b) litofácies Fl, apresentando laminação rihzontal incipiente e icnofósseis; c) litofácies Scmom icnofósseis; d) litofácies Fsm, apresentando suícpiersf de ferruginização, mosqueado e estrutura çmaa. ci As fácies Ss, Sh e Sm estão relacionadas ao ,i noicuio à base, dos ciclos de granodecrescência ascendente enfatizados nos Ppeornfitse dos Arcos e Rodovia do Contorno (figuras 17 e 18). Eventos de extravazamento fl udveia maior energia são representados pelas fácies Ss e Sh. A fácies Sm, mais lamosa e mueitqoü efrnte nos perfis, deve representar eventos de menor energia, como desconfinamento de fluxdorso dhiinâmicos marginais, com intervalo relativo maior de abandon o. 52 Figura 17 – Litofácies sedimentares Ss, Sh, Sm ,F sFml, e Fm (pedofácies PI e PII associadas) e elteoms en arquiteturais CR, CS, FF do afloramento Ponte dorcso As. Linha contínua – contato plano ou erosivon;h ali tracejada – contato inferido; linha pontilhada –n ctoato gradacional. Códigos conforme tabelas 1,. 2, 3 Figura 18 – Litofácies sedimentares Sh, Sm, Fl, Fe sFmm (pedofácies PI e PII associadas) e elemeanrtqousi teturais CR, CS, FF do afloramento Rodovia do Contorno. aL inchontínua – contato plano ou erosivo; linha traacdeaj – contato inferido; linha pontilhada – contato gradioancal. Códigos conforme tabelas 1, 2 , 3. Estes intervalos de abandono deveriam favorecer bsoc uorecimento de estruturas sedimentares primárias, prejudicando a preservadçeãsota s, tanto pelo maior teor de argila 53 floculada e silte transportado como carga de fu ncdoom, o pela sobreposição de processos eodiagenéticos de alteração do sedimento. As fácies Fsm e Fl encontram-se associadas à diçimãoin ugradual de energia desses eventos deposicionais cíclicos, em segmentos vraemlaetinte distantes da drenagem principal. Dessa forma assentam-se em continuidade aos ilnotse rdvea maior energia representados pelas fácies Ss, Sh, Sm. A fácies Fm é diretamente relacionada a intervdaelo sa bandono relativamente longos em áreas distais aos canais fluviais principais. E srteãloacionadas ao fim dos ciclos de granodecrescência ascendente observado nos peedrifmise sntológicos. As fácies Fl, Fsm e Fm representam, segundo M1i9a9ll 6(): uma gradação de tamanho de grãos e de características de acamamento a pea rdtier pdósitos proximais à planície de inundação, relativamente grossos, progressivamente a dep ódsisittoasis mais finos; sedimentos clásticos finos que são depositados primariamente a partir da ceamrg sauspensão dos rios; sedimentos portanto não compatíveis com deposição em canais ativosó;s diteops de lama, silte e areia muito fina que indicam deposição em áreas de planícies de inuon dcaoçmã o canais abandonados e áreas abandonadas por canais ativos durante um períozdoon asla seco . Associadas às fácies sedimentares ocorrem duas fápcieedso interpretadas como decorrentes da alteração desses depósitos. A pceiedso fIá (figura 19 a e b), caracterizada por cor de fundo cinza, com mosqueado alaranjado (goe,t heistatr)utura em blocos angulares, variado grau de bioturbação, presença ocasional de suipeesr dfíec fricção; e a pedofácies II (figura 19 c e d), que caracteriza-se por cor de fundo bruno-aevlehramdo, com halos de depleção cinza e bordas avermelhadas (hematita), estrutura em blocos arnegsu ala grumosos, elevado grau de bioturbação, abundantes superfícies de fricção, freqüentes onsó dfuélrricos, rizoconcreções de manganês e textura lamosa a argilosa (detalhes, ver descr iTçaõbeesla 2). 54 Tabela 2 – Pedofácies – diagnose, interpretaçãeos ec rdição . Pedofácies Diagnose Interpretação Descrição A gleização por água subterrânea observada é um processo Litologia diversa, mosqueado cor pedogenético de alteração do sedimento, sob influência do de fundo cinza (original do lençol freático, onde predominam condições redutoras ou sedimento) com manchas de anóxicas devido à saturação hídrica. A redução do ferro oxidação castanhas e alaranjadas, catalizada pela presença de matéria orgânica advinda da geralmente aumentando de PREDOMÍNIO DE atividade biológica (fauna e raízes), mobiliza este elemento na intensidade da base para o topo, PI GLEIZAÇÃO POR solução do solo. Nestas condições apenas os condutos gerados em transição difusa. ÁGUA pela ação biológica permitem a entrada de oxigênio, que acaba SUBTERRÂNEA atraindo o ferro mobilizado da solução, favorecendo a sua precipitação em torno destes sítios. Este processo produz o mosqueado e variegado, representado na micromorfologia por nódulos convolutos e típicos, que representam separações do plasma favorecidas pela mobilização e precipitação de hidróxidos de ferro (goethita e lepidocrocita mais comumente). Na pseudogleização, ou gleização por água superficial, a cor Litologia diversa, mosqueado cor orginal do sedimento é rubificada devido às condições de fundo castanho avermelhado predominantemente oxidativas. Dessa forma os canais (sedimento rubificado) com radiculares ou poros da fauna tornam-se condutos da água manchas de depleção cinzas e superficial onde prevalecem condições redutoras, catalisadas esbranquiçadas, aumentando de PREDOMÍNIO DE pelo consumo microbiano de oxigênio devido à presença de intensidade da base para o topo, PII PROCESSOS DE matéria orgânica. A redução do ferro provoca a sua mobilização em transição difusa, com topo PSEUDOGLEIZAÇÃO nestes canais, que dependendo da velocidade do transporte se geralmente erodido. OU GLEIZAÇÃO POR precipita nas adjacências dos condutos onde a oferta de ÁGUA SUPERFICIAL oxigênio é maior, ou é translocado provocando a sua perda em determinado horizonte. Neste processo se houver quantidade suficiente de oxigênio pode ocorrer neoformação de hematita, caso o contrário se pecipitará goethita, lepidocrocita, maghemita ou outro hidróxido de ferro. 55 Figura 19 – a) Pseudogleização associada à facisems ,F com concreções de óxidos de Mn nucleando hdael os depleção de marcas de raízes (rizo-halos); b) dposgelueização sobre fácies Fm, com intensa rubificoa dçaã matriz e halos de depleção de marcas de raízes (rizo-hacloms) bordas de hematita reprecipitada; c e d) glçeãizoa por água subterrânea sobre fácies Fsm, com halos glebuladree sp recipitação em torno e entre as marcas de sra, íczoem precipitação de goethita, lepidocrocita e hema tita . Ambas as pedofácies apresentam geometria tabu lacro,n teatos abruptos no topo e graduais na base. Estão associadas, naturalmesn tfeá,c iàes sedimentares onde predominam sedimentos finos, depositados em áreas que favmo reac ealteração pedogenética devido à insignificante erosão e taxas de sedimentaçãoi vraemlaet nte baixas e constantes. Entretanto, ocorrem localmente associadas às fácies Sm e Sh. 56 A associação das fácies Sh e Ss, reconhecida rfnilo P poente dos Arcos, foi interpretada como constituinte de elementos arquiteturais (ata b3e) l de canais marginais de arrombamento (CR, crevasse channel deposdites Miall, 1996). As camadas da fácies Sh no pRerofidl ovia do Contorno podem ser interpretadas da mesma forma .e leOmsentos CR identificados são limitados, segundo a hierarquização de contatoMs iadlel (1996), por superfícies de acamamento de 3ª ou 4ª ordem, que definem corpos sedimenctaomreos as macroformas de leito (figuras 20 e 21). O topo destes elementos foi interpretado cdoem o3 ª ordem, por representar o início de um ciclo granodecrescente e também por apresentartemra çaãlo muito fraca. Os contatos internos entre camadas foram interpretados como de 2ª o rqdueem l,imitam um evento deposicional. Tabela 3 – Elementos arquiteturais – diagnose,r pinrteetação e descrição. Elementos Diagnose Interpretação Descrição Arquiteturais CR Depósitos de Associação das fácies Ss e Sh, Intervalos arenosos canais marginais interpretados como macroformas de de espessura métrica, de arrombamento leito formadas por eventos geometria em lentes (creavase deposicionais relacionados ao estendidas, limitados channel deposits) extravasamento sazonal da drenagem na base por superfície principal. Canais de poder erosivo erosiva. Contato entre considerável, parcialmente confinados erosivo entre as fácies nas partes proximais, escavando outros frequente. elementos arquiteturais. CS Depósitos de Associação das fácies Sm, Fl e Fsm, Intervalos areno- leques de interpretados como macroformas de lamosos de aspecto arrombamento leito formadas por eventos maciço e homogêneo, (creavase splay deposicionais relacionados ao com obscurecimento deposits) extravasamento sazonal da drenagem dos contatos nítidos. principal. Estes leques de menor poder Geometria tabular a erosivo são formados pelo lenticular estendida . desconfinamento dos fluxos trativos nos canais de arrombamento, sobre depósitos de planícies de inundação. FF Depósitos de Associação das fácies Fsm e Fm, Intervalos pelíticos finos de planícies interpretadas como superfícies planas com espessura e de inundação formadas pela deposição episódica de bioturbação variável, (floodplain fines finos por decantação. Estas superfícies geometria tabular e deposits) são afetadas por processos de estrutura maciça. alteração eodiagenética de intensidade variável, devido à exposição subaérea. 57 Figura 20 – Fotomosaico com interpretação arquirtaelt udo afloramento Ponte dos Arcos. (CR) canal minaarlg de arrombamento; (CS) leque de arrombamento; (FF) sf indoa planície de inundação; (CH) canais fluviaisiv oast . Números: hierarquia dos contatos. Hachuras: indic amdesenvolvimento paleopedogenético. Figura 21 – Fotomosaico com interpretação arquirtaelt udo afloramento Rodovia do Contorno. (CR) canal marginal de arrombamento; (CS) leque de arronbamo;e (nFtF) finos da planície de inundação; (CH) can afluisviais ativos. Números: hierarquia dos contatos. Hachuinradsic am desenvolvimeto pedogenético nestas suipeesr.f í c A fácies Sm, associada tanto a fácies Fl quanFtsom a, foi interpretada como componente de elementos arquiteturais de leques de arrombaom (CenSt, crevasse splay depos idtse Miall, 58 1996). Estes elementos são limitados por supesr fídceie acamamento de 3ª ordem no topo, e internamente as camadas limitam-se por superfdícei e2sª ordem. A interpretação da associação das fácies Fsm ein dFimca a relação com elementos de depósitos de planície de inundação (fFloFo, dplain fines deposi,t sde Miall,1996). Kraus (1999) refere-se às superfícies que limitam estes elems eanrqtouiteturais como de 4ª ordem em relação à hierarquização de Miall (1996). Foram interpreta cdoms o limitados por superfícies de 3ª ordem na base, pelo fato de representarem a continuiddea dceic los de granodecrescência e apresentarem pouca alteração do sedimento original nas camandfearsio ires. As superfícies de contato que limitam o topo doesm elntos de depósitos de planícies de inundação foram interpretadas como de 4ª, 5ª ourd 6eªm , dependendo da relação com depósitos sobrejacentes e do tempo envolvido. Estas informesa çfoõram refinadas a partir da associação com as pedofácies I e II. A pedofácies I, interapdreat como indicadora de superfícies de 4ª ordem, é diagnóstica de condições hidromórficas de alãteor aeç um tempo relativamente menor de desenvolvimento quando comparada a pedofácieasn ItIo, tpela estrutura como pela densidade e tipos de bioturbação. A pedofácies II foi interpardeat como indicadora de contatos de 5ª ou 6ª ordem, por requisitar um tempo mais longo para sdeus envolvimento. Representa a predominância de condições oxidativas duradouriamsa a dco paleonível freático, portanto pouco influenciadas por processos redoximórficos ligaàd oásg ua subterrânea na base da zona vadosa. A pedofácies I também ocorre associada à fácies l oScmal,mente no perfil Rodovia do Contorno, e portanto a elementos CcSre v(asse splay depos)i.t sDeve indicar um intervalo de relativo abandono desses depósitos, associandoon otast ocs às superfícies de 4ª ordem. As outras associações observadas no topo dos fdl orias maentos, se referem a canais ativos e erosivos de elementos arquiteturais cChHa n(nel depositds e Miall, 1996), reconhecidos pelas associações de fácies arenitos com estaraçãtifoic horizontal e cruzada acanalada (Sh, St), e 59 arenitos conglomeráticos com estratificação cru zaacdaanalada (Fácies Gt de Miall, 1996), além de brechas intraformacionais. Os elementos CH são limitados, na base, por sucipeesr fdí e 5ª ordem na Ponte dos Arcos, interpretado como uma avulsão de canais entrelas,ç aed ona Rodovia do Contorno, por superfícies provavelmente de 6ª ordem que, segSunadnoso n (2006), representariam o início da tectonosequência responsável pelo preenchimenitmo esnetdar da Formação Pinheiral. As litofácies e pedofácies observadas e descriota as flnoramento Ponte dos Arcos são relacionadas à “Associação de Fácies 4” de Ram0o0s3 )(,2 enquanto na Rodovia do Contorno, são relacionadas à “Associação de Fácies 3” deo Sn a(2n0s06). 5.3 ANÁLISE GRANULOMÉTRICA As análises granulométricas foram realizadas comob joe tivo de refinar os dados da descrição de campo e possibilitar um maior detaelhnatom na classificação textural, bem como um tratamento estatístico das amostras. Na classãifoic ateçxtural, optou-se apenas pela aplicação do diagrama ternário de Folk (1974), já que a ausê dnec isaedimentos tamanho cascalho é notável na grande maioria das amostras. Exceção foi uma aam noas tPr onte dos Arcos e duas na Rodovia do contorno, que apresentaram quantidades não siagtnivifaics (menos de 1% de grânulos) para classificação de ruditos através de diagramasr tioesrn. á 5.3.1 Ponte dos Arcos O afloramento da Ponte dos Arcos, na bacia de Rde,s eanpresentou: lamitos arenosos (15 amostras); seguidos por arenitos lamosos (5 amso),s tararenitos argilosos (3); argilitos (3 60 amostras); além de uma amostra de arenito siltuomsoa, amostra no campo dos lamitos e uma amostra situada no campo dos lamitos argilosose l(at a4b). Existe uma relativa concentração de amostras noín di o mdos lamitos arenosos e arenitos lamosos, com a maior parte das amostras seguindao duismtribuição principal no eixo de porcentagem de areia relacionada à variação dati dqaudaen de argila. Menor amplitude se verifica na distribuição das amostras ao longo do eixo ltdee ( sfiigura 22). É possível verificar dentro das classes texturaiiso rmes que 0,062mmm, o predomínio de areia fina e muito fina nas amostras classificacdoamso lamitos arenosos, e de areia média a fina nos arenitos lamosos (figura 23). Outra caracitcearí smt arcante é a ocorrência de areia muito grossa nos arenitos lamosos e ausência desta ncolass slaemitos arenosos. a) Lamitos arenosos Existe uma grande variação na distribuição dass ecsla tsexturais entre diferentes amostras classificadas como lamitos arenosos permitindov ias ãdoi em dois grupos: i) os lamitos arenosos com predominância de fração areia; e os lamitonso asroes onde predominam finos (silte e arg i la). 61 Tabela 4 - Parâmetros granulométricos das amosPtroanst e dos Arcos (mms – muito mal selecionado; msa l– s elecionado; af – assimetria com cauda de ;f inos aff – assimetria com cauda de finos forte; ps –d êtenncia à simétrica; agf – assimetria com cauda rdoes sgos forte;Φ – phi; σ – desvio padrão; S – assimetria; K - curtose ) . Cascalho Areia Silte Argila Classe textural Mediana Media Amostras Fácies % % % % (Folk, 1974) Φ Φ σ Seleção S1 S2 K1 K2 P1N01 Fsm 0,00 28,79 44,31 26,90 Lamito arenoso 5,54 6,06 2,76 mms 0,23 af 0,76 platicurtica P1N02 Sh 0,00 71,26 15,14 13,60 Arenito lamoso 2.78 3,98 2,70 mms 0,67 aff 1,49 leptocurtica P1N03 Sh 0,28 79,31 6,29 14,12 Arenito argiloso 1,96 3,44 3,18 mms 0,68 aff 2,39 muito leptocurtica P1N04 Sh 0,00 80,85 5,89 13,26 Arenito argiloso 2.26 3,60 2,82 mms 0,73 aff 2,85 muito leptocurtica P1N05 Ss 0,00 80,11 6,13 13,76 Arenito argiloso 2,07 3,30 2,76 mms 0,75 aff 2,81 muito leptocurtica P1N06 Sh 0,00 63,45 18,92 17,63 Arenito lamoso 3,38 4,71 2,74 mms 0,68 aff 0,84 platicurtica P1N07 Sh 0,00 66,51 14,56 18,93 Arenito lamoso 3,08 4,65 2,81 mms 0,75 aff 0,88 platicurtica P1N08 Ss 0,00 85,74 14,26 0,00 Arenito siltoso 2,72 2,92 1,15 ms 0,45 aff 1,93 muito leptocurtica P1N09 Fsm 0,00 13,61 50,54 35,85 Lamito arenoso 6,76 6,81 2,43 mms 0,03 ps 0,71 platicurtica P1N10 Fsm 0,00 43,16 28,54 28,30 Lamito arenoso 4,52 5,46 2,97 mms 0,41 aff 0,64 muito platicurtica P1N11 Sm 0,00 50,73 27,26 22,01 Lamito arenoso 3,96 5,27 2,99 mms 0,57 aff 0,74 platicurtica P1N12 Sm 0,00 28,7 34,86 36,44 Lamito arenoso 6,48 6,56 3,02 mms 0,02 ps 0,63 muito platicurtica P2N01 Fl 0,00 4,03 52,78 43,19 Lamito 7,29 7,43 2,41 mms 0,06 ps 0,61 muito platicurtica P2N02 Fl 0,00 20,18 42,87 36,95 Lamito arenoso 6,21 6,74 2,74 mms 0,23 af 0,60 muito platicurtica P2N03 Fl 0,00 15,66 45,78 38,56 Lamito arenoso 6,56 6,93 2,66 mms 0,16 af 0,61 muito platicurtica P2N04 Fl 0,00 25,5 39,98 34,52 Lamito arenoso 6,34 6,71 2,84 mms 0,15 af 0,61 muito platicurtica P2N05 Sm 0,00 46,25 28,46 25,29 Lamito arenoso 4,37 5,68 2,81 mms 0,59 aff 0,71 platicurtica P2N06 Sm 0,00 44,42 33,00 22,58 Lamito arenoso 4,35 5,62 2,73 mms 0,60 aff 0,77 platicurtica P2N07 Sm 0,00 41,5 26,00 32,50 Lamito arenoso 4,83 5,72 2,72 mms 0,41 aff 0,61 muito platicurtica P2N08 Sm 0,00 50,15 20,91 28,94 Lamito arenoso 3,99 5,60 3,09 mms 0,64 aff 0,62 muito platicurtica P2N09 Sm 0,00 40,82 26,64 32,54 Lamito arenoso 4,70 6,05 3,05 mms 0,52 aff 0,58 muito platicurtica P2N10 Sm 0,00 33,52 33,06 33,42 Lamito arenoso 4,72 6,18 3,03 mms 0,56 aff 0,53 muito platicurtica P2N11 Sm 0,00 44,09 24,84 31,07 Lamito arenoso 4,44 5,92 3,03 mms 0,58 aff 0,61 muito platicurtica P2N12 Fsm 0,00 27,49 27,77 44,74 Lamito arenoso 7,20 7,10 2,95 mms -0,05 ps 0,51 muito platicurtica P2N13 Fm 0,00 5,69 16,33 77,98 Argilito 10,32 9,37 2,05 mms -0,78 agf 1,25 leptocurtica P2N14 Fm 0,00 2,57 14,61 82,82 Argilito 10,38 9,70 1,69 ms -0,75 agf 1,43 leptocurtica P2N15 Fm 0,00 1,33 17,01 81,66 Argilito 10,35 9,62 1,67 ms -0,74 agf 1,22 leptocurtica P2N16 Fsm 0,00 21,91 21,80 56,29 Lamito arenoso 10,00 8,11 3,09 mms -0,78 agf 0,54 muito platicurtica P2N17 Fsm 0,00 32,45 23,64 43,91 Lamito arenoso 6,30 6,69 3,20 mms 0,12 af 0,50 muito platicurtica 1 numérica;2 descritiva 62 Figura 22 – Diagrama ternário de distribuição terxatul (Folk, 1974) das amostras do afloramento Po dnotes Arcos. As amostras deste primeiro grupo (lamitos arenocosoms predominância de fração areia) apresentam bimodalidade marcante, predominânci ac lnaasses texturais de areia muito fina a fina, com ocorrência de pouco silte e quantidadigensi fiscativas de argila coloidal menor que 0,001mm. Geralmente situadas mais próximas daf ainctee rcom arenitos lamosos no gráfico ternário, devido à maior porcentagem de areia. 63 Figura 23 – Distribuição vertical das classes terxatius ao longo do perfil Ponte dos Arcos. O segundo grupo, lamitos arenosos onde predomininaoms (ffigura 25), apresenta uma distribuição bem mais homogênea entre teores diea afirnea, muito fina, silte e argila. As amostras estão situadas mais próximas ao camploa mdoitso s, devido à menor porcentagem de areia em detrimento de finos. Estas amostras poadpermes entar assimetria positiva ou curva próxima à simétrica, sendo que a curtose fornercaec tcearísticas muito platicúrticas, fortemente bimodal, a platicúrticas com curva achatada e ibduisiçtrão bem homogênea, respectivamente. 64 P2N10 30 25 20 15 10 5 0 Classes Texturais (mm) Figura 24 – Histograma de uma amostra represenata dtiev lamitos arenosos com predominância de fraçrãeioa .a P2N03 25 20 15 10 5 0 Figura 25 – Histograma de uma amostra represenata dtiev lamitos arenosos onde predominam fi nos. Teores elevados de silte são características co mnuenstses dois grupos (tabela 4), entretanto observa-se a tendência natural de msa ivoarleores no segundo grupo de lamitos arenosos com predominância de finos. 65 % 2,00-4,00 2,00-4,00 1,00-2,00 1,00-2,00 0,50-1,00 0,50-1,00 0,25-0,50 0,25-0,50 0,125-0,25 0,125-0,25 0,062-0,125 0,062-0,125 0,031-0,062 0,031-0,062 0,016-0,031 0,016-0,031 0,008-0,016 0,008-0,016 0,004-0,008 0,004-0,008 0,002-0,004 0,002-0,004 0,002-0,001 0,002-0,001 <0,001 <0,001 A quantidade de argila tem uma variação pequenrae eonst lamitos arenosos, e a quantidade de argila coloidal não segue nenhum d teip otendência. Os teores de argila coloidal obtidos não respondem a variações dos teores dilea atorgtal e também das variações da porcentagem de silte. Aumentos significativos dgeil aa rcoloidal nos lamitos arenosos próximos ao domínio dos arenitos lamosos não podem seri ornealadcos a nenhuma variação, nem da própria argila como de outras classes texturais , cansoo silte, areia muito fina e fina, principalmente. Os dois grupos de lamitos arenosos relacionamo-sceo ràrê ncia das fácies Sm, Fsm e Fl. O grupo dos lamitos arenosos com predominância dçeã ofr areia está associado à fácies Sm. Os lamitos arenosos com predominância de finos asmso-sceia às fácies Fsm e Fl em todos os casos. A análise granulométrica não permitiu a distinçnãtor ee às fácies Fsm e Fl, ou seja, apresentam textura muito semelhante, sendo necessários oauttrriobsu tos para diferenciá-las. Estes depósitos encontram-se associados à pedofácies I predommineante, com intensidade variável, devido ao ambiente de planícies de inundação favorecer raa çaãltoe eodiagenética do sedimento. Esta transição gradual, entre lamitos arenosos pcroemdo minância de fração areia, na base, para os lamitos arenosos onde predominams efimno direção ao topo, indica a diminuição de energia dos eventos deposicionais de formaçsãteos d deepósitos, confirmando, de certa forma, a teoria da superposição de múltiplos ciclos den ogdreacrescência ascendente exposta na descrição dos perfis sedimentológicos. b) Arenitos lamosos, argilosos e siltoso As amostras que se encaixam no domínio dos ar,e nciotoms variações em teores de classes texturais subordinadas, são agrupadas snmo om ceonjunto devido ao fato de possuírem 66 mais semelhanças do que diferenças, além de qoudaasse st e encontrarem associadas em um mesmo intervalo. Diferente dos lamitos arenosos, predominam as ecsla tsesxturais areia fina e areia média nestas amostras (figura 26), sendo comum a ocoiarr dêen careia grossa e quantidades pequenas de areia muito grossa e até traços de grânulos, oabdsoesrv apenas em P1N03. Exceções a esta regra são encontradas no meio do referido intervalo nmaoss taras das camadas P1N06 e P1N07, onde predominam como nos lamitos arenosos, areia finma ueit o fina, porém em porcentagens superiores a 60% de fração areia. As amostras do perfil Ponte dos Arcos classific acdoamso arenitos estão associadas às fácies Ss e Sh, com exceção das amostras P1N11N 0e8 ,P p2róximas ao domínio dos lamitos arenosos, associadas à Fácies Sm. A curtose indica características de distribuição f rdeequência muito leptocúrticas para estas amostras de arenitos, exceto P1N06 e P1aNb0e7l a( t4) que encaixam-se em platicúrticas, por apresentarem curvas mais achatadas, com m ateiorres de argila e silte. Isto significa que, na maioria dos arenitos, a parte central da cuornvdae, situam-se as classes de areia, é melhor selecionada que as extremidades da curva, no c caasuod a de finos, pois a curva não apresenta cauda de grossos. Todas as amostras apresentaram assimetria forte mpoesnittiva sem exceção, indicando cauda de finos em todos os arenitos. A amostra 8P,1 aN ú0nica classificada como arenito siltoso, apresentou baixos vestígios de argila, que nãom f odreatectados na pipetagem. Todas as outras amostras apresentaram teores relativamente coenss tdaen targila coloidal entre 7 e 10%, e argila total, quase insensíveis às variações da porcemn tadgee silte. As amostras de arenito argiloso, P1N03, P1N04 e P1N05, têm baixas proporções des , ficnoom exceção da argila coloidal em quantidades significativas. 67 Figura 26 – Histograma de um arenito lamoso evidiaendco distribuição de curtose platicúrtica a lepútortcica, assimetria positiva, com cauda de finos e graue dleç são maior nas classes arenosas de maior freqiau.ê nc c) Argilitos Os argilitos são representados por 3 amostras oqmuep õcem o mesmo intervalo próximo ao topo do perfil, P2N13, P2N14 e P2N15. A quandteid dae areia diminuindo da base ao topo em granodecrescência ascendente, aproximadamente m5e%n oas de 2%, acentuada principalmente na fração areia muito fina, menos de 20% de saipltero, ximadamente 80% de argila, sendo mais de 60% argila coloidal (figura 27). Os argilitosm t êassimetria negativa, para a cauda de grossos, e curtose leptocúrtica. Os argilitos estão associados à fácies Fm. A goramneutlria confirma, de forma geral, que se tratam de depósitos pouco influenciados por toesv edneposicionais, onde episodicamente se depositam finos por decantação. 68 P2N14 70 60 50 40 30 20 10 0 Classes Texturais (mm) Figura 27 – Histograma de um argilito evidenciandios tribuição de curtose platicúrtica a leptocúrt,icaassimetria negativa, com cauda de gross os. d) Lamito Conforme anteriormente comentado, a amostra P2No0i 1c laf ssificada como lamito associada à fácies Fl. Esta amostra de lamito mteam cu rva de distribuição próxima a simétrica, muito platicúrtica, referente aos dois picos, dlte sei argila, e quase 5% de areia. e) Lamito argiloso A amostra P2N16 classificada como lamito argilosaop,r esentou distribuição de freqüência com assimetria para cauda de grossoitso, pmlauticúrtica que representa bimodalidade, com 56% de argila sendo 50% argila coloidal, asasdoac ài fácies Fsm. 69 % 2,00-4,00 1,00-2,00 0,50-1,00 0,25-0,50 0,125-0,25 0,062-0,125 0,031-0,062 0,016-0,031 0,008-0,016 0,004-0,008 0,002-0,004 0,002-0,001 <0,001 5.3.2 Rodovia do Contorno Das 23 amostras coletadas, 21 foram utilizadas a pnaárlaise granulométrica na Rodovia do Contorno, bacia de Volta Redonda (figura 28), s e1n1d ono campo dos arenitos siltosos, 3 nos lamitos arenosos, 3 nos argilitos, 2 no domínio adroesnitos lamosos, uma classificada como arenito argiloso e outra como lamito siltoso (tab 5e)l. Figura 28 – Diagrama ternário de distribuição terxatul (Folk, 1974) das amostras do afloramento Roiad odvo Contorno. 70 Tabela 5 - Parâmetros granulométricos das amosdtraa sR odovia do Contorno (mms – muito mal selecio;n madso – mal selecionado; af – assimetria com cauda de finos; aff – assimetria com cauda de finos f;o prtse – tendência à simétrica; agf – assimetria ccoamu da de grossos forteΦ; – phi; σ – desvio padrão; S – assimetria; K - curtose). Cascalho Areia Silte Argila Classe textural Mediana Media Amostras Fácies % % % % (Folk, 1974) Seleção S 1 S2 K1 2 Φ Φ σ K VN01 Sm 0,00 61,06 29,79 9,15 Arenito siltoso 3,06 3,94 2,40 mms 0,56 aff 0,95 mesocurtica VN02 Sm 0,00 62,73 31,63 5,64 Arenito siltoso 2,94 3,80 2,20 mms 0,54 aff 0,78 platicurtica VN03 Sm 0,00 54,42 32,33 13,25 Arenito siltoso 3,53 4,40 2,61 mms 0,48 aff 0,83 platicurtica VN04 Sm 0,00 50,82 36,09 13,09 Arenito siltoso 3,93 4,51 2,61 mms 0,35 aff 0,94 mesocurtica VN05 Sm 0,00 61,78 26,08 12,14 Arenito siltoso 3,03 4,10 2,59 mms 0,58 aff 0,90 mesocurtica VN06 Sm 0,00 44,42 27,71 27,87 Lamito arenoso 5,17 5,72 3,07 mms 0,24 af 0,64 muito platicurrtica VN07 Sm 0,00 53,99 32,17 13,84 Arenito siltoso 3,63 4,56 2,49 mms 0,59 aff 0,93 mesocurtica VN09 Sm 0,00 51,74 38,08 10,18 Arenito siltoso 3,85 4,38 2,29 mms 0,43 aff 0,96 mesocurtica VN10 Sm 0,00 52,32 36,08 11,60 Arenito siltoso 3,80 4,44 2,43 mms 0,47 aff 1,00 mesocurtica VN11 Sm 0,00 55,76 36,04 8,20 Arenito siltoso 3,42 4,03 2,13 mms 0,49 aff 0,99 mesocurtica VN12 Sm 0,00 55,74 34,26 10,00 Arenito siltoso 3,43 3,91 2,10 mms 0,46 aff 1,07 mesocurtica VN13 Sm 0,00 57,28 35,48 7,24 Arenito siltoso 3,21 4,00 2,13 mms 0,56 aff 0,88 platicurtica VN14 Sm 0,00 55,52 28,88 15,60 Arenito lamoso 3,34 4,52 2,55 mms 0,61 aff 0,79 platicurtica VN15 Sm 0,00 47,38 38,62 14,00 Lamito siltoso 4,33 4,83 2,63 mms 0,36 aff 0,79 platicurtica VN17 Fsm 0,00 21,73 34,07 44,20 Lamito arenoso 7,43 7,13 2,95 mms -0,15 ag 0,61 muito platicurrtica VN18 Fsm 0,00 15,71 28,16 56,13 Lamito arenoso 8,73 7,82 2,90 mms -0,43 agf 0,65 muito platicurrtica VN19 Sh 0,85 76,38 8,52 14,25 Arenito lamoso 2,24 3,44 3,03 mms 0,63 aff 1,89 muito leptocurtica VN20 Sh 0,40 63,13 6,11 30,36 Arenito argiloso 2,61 4,81 3,95 mms 0,64 aff 0,50 muito platicurrtica VN21 Fm 0,00 9,45 7,26 83,29 Argilito 10,54 9,46 2,25 mms -0,86 agf 4,63 ext. leptocurtica VN22 Fm 0,00 1,39 17,60 81,01 Argilito 10,49 9,60 1,79 ms -0,81 agf 2,55 muito leptocurtica VN23 Fm 0,00 1,12 16,20 82,68 Argilito 10,43 9,69 1,55 ms -0,76 agf 1,38 leptocurtica 1 numérica;2 descritiva 71 As classes texturais maiores que 0,062mm predomteisn asnão areia fina, areia muito fina e areia média. Os lamitos arenosos não apresen atarreaiam muito grossa, como as amostras da bacia de Resende da Ponte dos Arcos. A diferença principal entre estes grupos de amso sét ra predominância de areia muito fina e maior quantidade de argila em lamitos aroesn,o sno perfil Ponte dos Arcos, e predominância de areia fina com maior quantidad esi ldtee nas amostras de arenitos siltosos do perfil Rodovia do Contorno (figura 30). Figura 29 – Distribuição vertical das classes terxatius ao longo do perfil Ponte dos Arc os. a) Arenitos siltosos De VN01 a VN15, verifica-se certa homogeneidadetu treaxl nas amostras, predominando claramente os arenitos siltosos (figura 29). Eastceo tpe foi dividido em dois intervalos, com uma quebra marcada por lamitos arenoso, na amostra ,V Nd0e6limitando dois ciclos de 72 granodecrescência ascendente. Porém, de forma, og eprearlfil tem um padrão caixote com pouca variação textural aparente em campo, verificadae snotem através dos ensaios granulométricos. VN01 35 30 25 20 15 10 5 0 Classes Texturais (mm) Figura 30 – Histograma de um arenito siltoso, evnicdieando distribuição de curtose mesocúrtica a pclúarttiica, assimetria positiva, com cauda de finos. Estes arenitos siltosos têm assimetria positiv as,e ojau, histogramas apresentando cauda de finos. Curtose mesocúrtica a platicúrtica, em t oadsa samostras, indicando uma distribuição de freqüência bastante homogênea entre as classeusra tise,x tcom curva geralmente achatada. A curtose platicúrtica, por sua vez, também indicae qau cauda de finos dos histogramas relacionados é mais bem selecionada do que a p omrçéãdoia do gráfico, representada pelas classes texturais de areia. Uma característica marcante é a baixa quantidad aer gdiela nas amostras de arenitos siltoso, porcentagem de 10 a 15% na maior part ea mdaosstras, menor que 10% no restante e ausente em apenas uma. A quantidade de silte icéa pmraetnte constante nestas amostras, variando entre 25 e 40%. Estas amostras de arenitos si lftorsaoms associadas à fácies Sm, resguardando 73 % 4,00-8,00 2,00-4,00 1,00-2,00 0,50-1,00 0,25-0,50 0,125-0,25 0,062-0,125 0,031-0,062 0,016-0,031 0,008-0,016 0,004-0,008 0,002-0,004 0,002-0,001 <0,001 as diferenças granulométricas entre as amostraress reenptativas desta fácies no perfil Ponte dos Arcos, onde foram relacionadas aos lamitos aren coosmos predominância de fração areia. b) Lamitos arenosos As diferenças entre as amostras de lamitos are nsoãsoo semelhantes às encontradas nas amostras da Ponte dos Arcos. A amostra VN0á6 measits próxima dos arenitos lamosos apresentando predominância de areia fina e muniato c foi m assimetria positiva. Da mesma forma que nas amostras do perfil Ponte dos Arcos foic aiasdsao à fácies Sm. Enquanto isso as amostras VN17 e VN18 estão mais próximas dos lamitos (fig 3u1ra), apresentando predominância de finos e assimetria negativa com cauda de grossos, sesnsodcoi adas à fácies Fsm. Todas as amostras de lamitos arenosos apresentaram curtose muito prltaictiac.ú Figura 31 – Histograma de um lamito arenoso evidiaendco distribuição de curtose muito platicúrtica. No nível VN06, a granulometria deve supostamenftle tirre a diminuição de energia em conjunto à alteração pedogenética da fácies Smas, snoac iação com pedofácies I descrita no perfil sedimentológico. Nota-se um acréscimo significa tnivoos teores de argila (de 15% para 30%), 74 principalmente coloidal. Um intervalo de abandorenloa tivamente mais longo deve ter permitido a alteração eodiagenética inicial com desenvolvtiom peendogenético incipiente. c) Argilitos As amostras classificadas como argilitos encontsrea mn-o topo do perfil (figura 32), com quantidade de areia diminuindo gradativamente dsae bpara o topo, de 9 a 1%. A quantidade de argila coloidal também decresce, de acordo com an tqiduade de argila total, crescendo sensivelmente a porcentagem de silte da base oa.o top VN23 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Classes Texturais (mm) Figura 32 – Histograma de um argilito evidenciandios tribuição de curtose extremamente a muito leúprttoicca, assimetria negativa. As amostras possuem assimetria negativa, com ceu rdtoes extremamente a muito leptocúrtica. Estas amostras estão associadasie às fFámc . Foram interpretadas como depósitos distais aos canais fluviais principas, sujeitoslt eàr ação pedogenética, e eventualmente atingidos por inundações extremas, com deposição de fino dse pcoarntação. 75 % 4,00-8,00 2,00-4,00 1,00-2,00 0,50-1,00 0,25-0,50 0,125-0,25 0,062-0,125 0,031-0,062 0,016-0,031 0,008-0,016 0,004-0,008 0,002-0,004 0,002-0,001 <0,001 d) Arenitos lamosos Duas amostras foram classificadas como arenitoso sloasm (VN14 e VN19). A amostra VN14 encontra-se próxima ao domínio dos arenitlotoss sois, portanto associada à fácies Sm, com as mesmas características deste grupo, com asiasi mpoestritiva e curtose platicúrtica. A amostra VN19 apresenta baixos teores de siltreg iela ,a com quantidade pequena de grânulos e cascalho fino, assimetria positiva eto csuer muito leptocúrtica, não sendo relacionada com o grupo dos arenitos siltosos. Está relacio ncaodma a fácies Sh, devido à granulometria grossa, além de as estruturas indicarem fluxoisv otrsa mt ais severos (figura 33). VN19 35 30 25 20 15 10 5 0 Classes Texturais (mm) Figura 33 – Histograma de um arenito lamoso, asstriima epositiva e curtose platicúrtica. e) Arenito argiloso A amostra de arenito argiloso (VN19) observada netnraco-se associada ao mesmo intervalo que o arenito lamoso levemente conglotmiceor á(VN20) e, como este, apresenta classes granulométricas acima de grânulos em quantidadeitso mpeuquenas. A variação entre as duas camadas é devido ao aumento da quantidade de, abragsiliacamente coloidal, e a diminuição da quantidade e granulometria das frações maiores0 ,q0u6e2 mm. Está associada à fácies Sh, com 76 % 4,00-8,00 2,00-4,00 1,00-2,00 0,50-1,00 0,25-0,50 0,125-0,25 0,062-0,125 0,031-0,062 0,016-0,031 0,008-0,016 0,004-0,008 0,002-0,004 0,002-0,001 <0,001 incremento de argila com relação ao nível infesrieonr do relacionado à alteração do sedimento durante uma pausa na sedimentação. f) Lamito siltoso A amostra VN15 tem as mesmas características deonsi toasr siltosos por apresentar quantidade um pouco maior de silte e argila col.o Aidsasocia-se também à fácies Sm. 5.4 ANÁLISE PETROGRÁFICA A análise petrográfica foi realizada em 17 lâmi nsaesn,do 10 ao longo do perfil da Ponte dos Arcos, na bacia de Resende, e 7 no perfil ddao vRiao do Contorno, na bacia de Volta Redonda. A composição mineralógica, a textura, satrsu teuras e outros aspectos petrográficos permitiram evidenciar diversas semelhanças entteres edsois afloramentos da Formação Resende. 5.4.1. Textura e trama As lâminas petrográficas podem ser separadas emru p3o sg conforme a relação entre constituintes da fração areia, fração fina e podraodsei. No primeiro grupo, predominam grãos maiores que6 20m,0m, principalmente de areia fina e média, com o contato entre os grãos do atilpoon gado, tangencial e pontual menos frequente, e sinais esparsos de deformação de . mEixceams plos são observados nas lâminas que representam as fácies Sh (P1N06) e Sm (P2N08, V VNN0035, , VN08). No segundo grupo, predominam grãos menores que2 m0,m06, com silte e argila em quantidades razoavelmente semelhantes. Neste ac atrsaom, a apresenta grãos imersos na fração 77 fina, com contatos pontuais e tangenciais ocassio, npariincipalmente entre os grãos de silte grosso e médio. Neste grupo, encaixa-se a maior partel âdmaisn as que representam as fácies Fsm (P1N01, P1N09, P2N01, P2N12, VN16, VN17 e VN18)l e(P F2N01 e P2N04) , com variação significativa nos parâmetros quantitativos e qautaivliot s da fração areia. O terceiro grupo apresentou predomínio de argil ad etmrimento de silte. O contato entre grãos é raro ou ausente, com grãos de areia ed issipltersos na fração argila. Amostras típicas encontram-se nas lâminas dos níveis P2N13 e P2nNa1 P5,o nte dos Arcos, e VN23, na Rodovia do Contorno, que representam a fácies Fm. Todas as lâminas analisadas são muito mal seledcaios,n acom exceção das lâminas com predominância da fração argila que são apenas emleacli osnados. Como todas apresentam mais de 5% de argila, geralmente mais que o dobro dveasloter, são classificadas como texturalmente imaturas, segundo Folk (1974), reforçado pela paoltrac entagem de feldspatos no arcabouço dos arenitos, bem como na fração areia das lâminas porneddeominam finos. A porosidade e os aspectos mais aprofundados de distribuição dos ocnoemnptes grossos, finos e estruturas estão contemplados no item de análise micromorfológica. 5.4.2 Fração areia Através da identificação mineralógica e contagem p odnetos foi possível observar certa homogeneidade composicional na fração areia daisn alâsm de ambos os afloramentos estudados. Os minerais mais representativos são: quartzo mriosntaolcino; feldspatos pótássicos, como microclina e ortoclásio; plagioclásio; muscovitai;o tibta; quartzo policristalino; opacos; e litoclastos de metamórficas. Os minerais acess óoribosservados incluem turmalina, zircão, sillimanita, anfibólios e ortopiroxênio. As tabe la6s e 7 apresentam os dados da análise 78 petrográfica realizada nas lâminas, quantificansd oc onstituintes da fração areia, fração fina, poros e outras estruturas. Tabela 6 – Análise petrográfica quantitativa porn ctaogem de pontos das amostras estudadas no aflonrtaom Peonte dos Arcos. A fração fina inclui pedocaracteres. Fração areia P1N01 P1N06 P1N09 P2N01 P2N04 P2N08 P2N12 P2N13 P2N15 P2N17 Quartzo mono 9,6 19,6 7,3 4,3 13,3 23,6 21,3 4,6 2 20 Quartzo poli 0,3 3,3 Tr Tr 0,3 3,3 1,3 Tr Tr 1,3 K-feldspato 4,3 15,6 2,3 1,6 3,3 16,6 3,6 Tr Tr 7,6 Plagioclásio 3,6 8 3,3 Tr 1,3 3,3 0,6 Tr Tr 4,3 Muscovita 4 6,3 3,3 Tr 1,3 5,6 1 Tr Tr 3 Biotita Tr 3,3 6 3 Tr Tr Turmalina Tr Tr Tr Tr Tr Tr Tr Tr Tr Zircão Tr Tr Tr Tr Anfibólio Tr Tr Tr Piroxênio Tr Tr Litoclastos Tr 2,6 Tr Tr Tr 1,3 Tr 0,3 Opacos 0,6 1 0,9 3,6 0,3 0,4 0,6 0,5 0,3 0,6 Fração fina 42 31,3 45,3 66,3 53 29,3 40 39 26,7 27,3 Pedocaracteres* (20,3) (2,3) (28,3) (9,6) (12,6) (1,3) (21) (42,3) (55) (24) Poros 15,3 10 9,3 11,3 8,6 12,3 10,6 13,6 16 11,6 Total 100 100 100 100 100 100 100 100 100 100 a) Quartzo O quartzo é o principal mineral de ocorrência emda sto as lâminas, em quantidades variáveis. Constitui a base do arcabouço ou daã ofr aaçreia, além de também compor a maior parte da fração silte. A variedade mais comum éu aor tzqo monocristalino (figura 34), com extinção reta, por vezes ondulante, geralmente inscelmus ões, poucos exemplares apresentando vacúolos, podendo apresentar também alguns c rirsatarois com micrólitos, com dimensões inacessíveis à resolução do microscópio ótico ipdaernat ificação do mineral. 79 Tabela 7 – Análise petrográfica quantitativa porn ctaogem de pontos das amostras estudadas no aflonrtaom e Rodovia do Contorno. A fração fina inclui pedocatrearces. Fração areia VN03 VN05 VN08 VN16 VN17 VN18 VN23 Quartzo mono 30,7 28 28 11 13 14,2 1,3 Quartzo poli 1,3 1,6 1,3 0,6 0,4 Tr Tr K-feldspato 14 3,3 9 3 3,6 4,3 Tr Plagioclásio 4 2,3 3,3 1,3 2 Tr Muscovita 2,6 1,6 2,6 2,3 1,6 1 Tr Biotita Tr Tr Tr Tr Turmalina Tr Tr Tr Tr Tr Tr Zircão Tr Tr Tr Tr Anfibólio 0,3 Tr Tr Piroxênio Tr Sillimanita Tr Tr Litoclastos 4,6 3 2,6 Tr Tr 0,3 Opacos 0,6 0,9 1,3 1,7 0,9 0,6 Fração fina 32 41,3 41,6 55 44 29,3 31,5 Pedocaracteres (3,3) (7) (3) (14) (23) (39) (57,2) Poros 6,6 11 7,3 11,1 11,5 11,3 10 Total 100 100 100 100 100 100 100 Os grãos de quartzo são ocasionalmente fraturasdeonsd,o estes mais frequentemente observados na Rodovia do Contorno. Apresentam f osrumbaesférica a subalongada, angulares a subarredondados, geralmente em cristais anédriceoxsib, indo limites côncavo-convexos conchoidais ou rugosos. São identificados através das cores de interfear êdnoc i cinza ao amarelo de primeira ordem em XPL, ausência de planos de clivagem, b raeilxeovo, aspecto límpido e incolor em PPL, sem pleocroísmo, com figura de interferência unaila xpi ositiva em cristais cortados perpendiculares ao eixo ótico (seção circular). Outra variedade de quartzo observada é o quartlzicor isptoalino. Esta variedade apresenta geralmente contatos suturados no interior dos ,g rcãooms indícios de deformação e extinção 80 ondulante frequente. Fissuras e fraturas são oncaais.io O quartzo microcristalino foi encontrado em amostras isoladas. Figura 34 – Mineralogia do arcabouço e aspectost utreaxis. a) Lâmina P1N06 observam-se cristais suibcéodsr e anédricos parcialmente alterados de microclina teo colrásio (Kf) em XPL com cristais de quartzo monisotaclrino; b) mesma foto em PPL evidenciando os poros (P) de ceomtapmaento complexo, revestidos por sesquióxidoas téer ima orgânica amorfa (MOA); c) lâmina VN03 com feldspsa atolcalinos (Kf), quartzo (Qz), biotita (Bt) e mouvsicta (Mo) em XPL e a forte anisotropia da epimatriz; mesmtao feom PPL, onde observa-se microagregados de MOMAn e provavelmente. d) mesma lâmina em PPL, exibindoro magicregados de MOA e argila iluvial (cutãs) entrse c oristais do arcabouço (epimatriz). b) Feldspatos Os feldspatos compõem o segundo grupo mineral dieo r moacorrência nas lâminas analisadas (figura 35). A proporção de feldspataorse cpe fortemente relacionada com a textura (Folk, 1974), de modo que lâminas de textura mianias, fcom pouca areia fina e muito fina, 81 dominadas por silte e argila, apresentaram natuernatlem uma porcentagem bem menor deste grupo mineral. As lâminas de textura dominadas por frações surpeesr ioa 0,062mm apresentaram proporções significativas de feldspatos, com dnifteerse tipos e sendo observados variáveis graus de alteração. Nestas lâminas, os feldspatos ocugpearmalm ente frações mais grossas. Podem apresentar grãos aparentemente inalterados comboé mta mgrãos alterados por dissolução, ou submetidos à fragmentação mecânica. Os cristaeiss eanptram-se subédricos a anédricos em sua maioria, subarredondados a subangulares, subalosn gaa dsubesféricos, rugosos a ondulados, com raros cristais euédricos, prismáticos e aloonsg,a mdais polidos. Ortoclásio e microclina são os feldspatos alca limnoasis abundantes, junto a plagioclásio, com ocorrência de pertita. Ocorrem em cristais reicuoésd, prismáticos e inalterados, a anédricos, corróidos, rugosos e polidos, parcial a totalmepnsteeu domorfizados. As características óticas destes feldspatos inc: luneam microclina geminação tartan (figura 35), em cristais cortados aproximadamente para aleolo pslano 001 em XPL; no ortoclásio cores de interferência máxima cinza a cinza claro em X PcoLm, aspecto manchado e corroído apresentando dois traços de clivagem formando oâ nrgeutol (seções cortadas perpendicularmente ao eixo x) em PPL; na pertita, por lamelas parsa ledlea intercrescimento de feldspatos sódicos (mais claros) e potássicos (mais escuros) em XPo Lp; langioclásio, geminação lamelar simples (Carlsbad) ou múltipla (albita) em XPL. Ao conoscópio, os feldspatos apresentam figuran tdeerf ei rência biaxial de bissetriz aguda ou obtusa, dependendo do sinal positivo ou neg,a etimvo seções circulares cortadas paralelas ao eixo Y. No caso de figuras de interferência, o tnahmoa do mineral é um fator limitante a essa técnica, principalmente quando se tratam de csri sntasi frações areia muito fina e fina. 82 Figura 35 – Mineralogia do arcabouço e aspectostu treaxis. a) Lâmina VN08, anfibólio de cor esverde aed caristais de quartzo e ortoclásio anédricos parcialmente raldteos em PPL; b) mesma foto em XPL evidenciandcoo raess de interferência de terceira ordem; c) lâmina VN03 c foemldspatos alcalinos (Kf), quartzo policristalin(Qo z poli) em XPL; d) lâmina P2N8, cristal de microclina (Kf) co gmeminação tartan, com quartzo monocristalino eti tbaio. Os feldspatos apresentam variáveis graus e tip oaslt edreação e pseudomorfismo, sendo que os minerais neoformados nestes processos ndãeora pmu ser analisados em ampla resolução, devendo ser consultado o item da mineralogia deil asa rgpara possíveis inferências. São frequentes as alterações do tipo pelicular, ao r reddoos grãos, e bandada por entre os planos principais de clivagem. Estas alterações ocorrem de forma contínua com toer imala fino adjacente, por vezes obliteradas, fragmentadas e deslocadas por capnoaroiss, e bioturbações. Foram raras as exceções 83 de dissolução diagenética, nas quais não foram rvoabdsaes alterações que obliteram tais estruturas anteriormente comentadas. c) Micas A muscovita é a mica mais abundante na maior pdarst ea mostras. Já a biotita, predomina em algumas lâminas da Ponte dos Arcos (P2N04), aenntoq uapenas traços dela foram identificados na Rodovia do Contorno. Ainda asseimst,e s dois minerais têm uma ocorrência muito peculiar, ocupando principalmente as fraçaõresia muito fina e silte, com exemplares de maior envergadura menos frequentes. As micas ocorrem em cristais alongados, subéd ricoocsa,sionalmente alterados por esfoliação ou deformados no espaço intersticialr e enotutros grãos do arcabouço. São identificadas através do hábito lamelar alongadlivoa, gcem em 001, cores de interferência altas, padrões de mosqueado próximos à posição de ex.t iNnçoã ocaso da muscovita, ela apresenta-se transparente, sem pleocroísmo em PPL, e a bio tiptale oécróica do transparente ao marrom esverdeado em PPL. Em XPL, a biotita apresentalm genrate cores de interferência de terceira ordem, enquanto a muscovita apresenta cores drfee rinêtnecia principalmente de segunda ordem. De modo geral, a biotita apresenta-se sempre mltearisa daa que a muscovita. Em alguns casos, a biotita é substituída totalmente por sióexsiqduos ou argilominerais associados. A muscovita apresenta esporadicamente esfoliaçãola lra, mqeue pode favorecer o acúmulo de finos fragmentos na fração silte da matriz, como é obasdeor vna lâmina VN3. As micas, por possuírem forma alongada, são bons indicadores de aniso trpoapria o reconhecimento de estruturas sedimentares de acamamento e laminação, e tambsétemm utenhas das reorganizações sofridas por bioturbação. 84 d) Litoclastos Os litoclastos de ocorrência mais abundante sãgom ferantos de rochas metamórficas, como gnaisse, quartzito e, ocasionalmente, fragoms ednet filitos e xistos. A granulometria destes fragmentos é semelhante à do quartzo, sendo osr amisi nfaecilmente discernidos e identificados devido à granulação destas rochas. Estes fragm seengtousndo Folk (1974), deveriam ser somados aos fragmentos de feldspatos para composição dgor admia ternário composicional. Neste trabalho, estas frações foram separadas, ou sse jaf,r aogmentos de rochas metamórficas permaneceram no campo dos litoclastos, devido càa froacorrência destes componentes nas lâminas analisadas. As lâminas da Rodovia do Contorno apresentam ptoargcemn de litoclastos maior do que as lâminas da Ponte dos Arcos, com algumas am ocshteragsando próximas à faixa de 10% de litoclastos, quando se consideram somente apen caosm opsonentes da fração areia. e) Opacos A porcentagem de opacos é, na maior parte das alâsm, ininferior a 1%, sendo que algumas lâminas apresentam valores superiores, relaciocnoamda a umento da densidade de estruturas de alteração e do consequente pseudomorfismo. f) Minerais acessórios e minerais pesados Para o estudo mais detalhado dos minerais opaacmosb,é tm foram separados os minerais gravimetricamente mais densos. Dentre os minerais acessórios observados nas lsâ,m fionraam identificados turmalina, zircão, hornblenda, ortopiroxênio e sillimanitaa. nAá lise de minerais pesados foi realizada com o intuito de fornecer mais informações. 85 Dentre os minerais pesados separados gravimetrnictea moecorrem em todas as amostras em ordem decrescente de abundância: ilmenita, ltiunram, amonazita, zircão e leucoxênio. Dentre os minerais menos abundantes em ordem decrescsetnãtoe: emagnetita e limonita; titanita e hornblenda; micas (muscovita e biotita); e alumsiniliocsatos (sillimanita e cianita). 5.4.3 Fração fina As lâminas com predomínio da fração areia (P1N026N, 0P8, VN03, VN05 e VN08) apresentam características peculiares de matriilztr aindfa de coloração cinza transparente em PPL, posteriormente à deposição, classificadas aniao rima das vezes como epimatriz, e com domínios de argila detrítica (mais opacos) varisá,v ecilassificadas, em alguns casos, como protomatriz. A epimatriz é geralmente associadail mae sf de argila de variável anisotropia contínua em torno dos grãos, ocupando espaçoss ticnitaeirs. Neste caso, exibe cores de interferência do cinza de 1ª ordem ao violeta d oer d2eªm. A epimatriz é resultado de processos diagenéticos, termo que inclui eodiagênese no citon, cpeortanto inclui alterações do sedimento imediatamente após a sua deposição. A protoma atrrigz iléa detrítica trapeada junto ao sedimento mais grosso, como silte grosso e areia fina, coamrtoíc pulas floculadas em carga de fundo. As lâminas que apresentam predomínio de finos r(afi g3u6) na maior parte das vezes apresentam material fino detrítico recristalizacdoom, posto por argila e silte, com variáveis graus de anisotropia, de coloração cinza a tons brunor-ealamdaos ou avermelhados em PPL, com menor participação de infiltração de finos em forma dlme efis de argila. As ocorrências pronunciadas de retrabalhamento estão frequentemente associadçaãso àd ea estruturas formadas por bioturbação e poros. 86 Figura 36 – a) Lâmina P1N09, fração fina síltica mc oocasionais cimentações (setas) por óxidos deo ferr (bioturbação), em PPL; b) fração fina introduzidao bs forma de cutãs de iluviação de argila (setas)e qu acompanham delgadas marcas de raízes, na lâmina1 2P 2(PNPL); c) microagregados subesferoidais de etusrtaru complexa retrabalhando silte e argila detrítica cfulolada (domínios mais opacos), na lâmina VN16, ePmL ; Pd) lâmina VN17, em PPL, fração fina xantificada comin haal mento de clastos, com desenvolvimento de pdoero s contração e expansão sub-horizontais. A anisotropia causada por infiltração de argilad ete an ser contínua à medida que se afasta da parede do grãos. Dessa forma, é possível nleâsmtainsa s, diferenciar orientação de argila causada por iluviação de orientação causada potrra cçoãno e expansão. A orientação causada por expansão e contração também ocorre, mas ela fsictrait ar eaos domínios em torno da parede dos grãos, ou dos blocos, e perde intensidade ao seta ra, fageralmente não possuindo orientação contínua c(.f. Brewer, 1964). 87 5.4.4 Cimento As precipitações sesquioxídicas apontam para ar êonccoiar , na maioria das camadas, de cimento formado por hidróxidos e óxidos de ferro,e tghita ou lepidocrocita e hematita respectivamente. Este cimento ocorre sob formam dpere ignações indistintamente sobre fração areia e finos, criando acumulações amorfas e dsi fuosua nódulos imersos na fração fina não relacionados a nenhuma estrutura, ou então assoo cai apdoros, percolando canais e tingindo grãos. Os óxidos e hidróxidos de ferro constituem-se nlotims oús produtos do intemperismo. Estão relacionados à alteração de argilominera mis inoeurais primários ferromagnesianos, como a biotita. A redistribuição e segregação destes conmenptoes criptocristalinos por hidromorfismo é de extrema importância para reconstruções paleoeanmtabl ie paleo-hidrológica. Dessa maneira, no caso das lâminas em questão, a densidade oe doe t iopcorrência de cimento estão associados às pedofácies que se desenvolvem sobre as litso fsáecdieimentares. Nos arenitos o cimento de composição filossilicaá tpicode ser confundido, segundo Dickinson (1970), com a matriz; além do cimento pcomsto por precipitados químicos como, por exemplo, sílica e óxidos/hidróxidos de ferro. O ecnimto filossilicático referido pelo autor deve ser formado por infiltração mecânica de argila, o qeugeu sndo Pipujol & Buurman (1998) só pode ser associado a processos pedogenéticos em ambiernrteesstr etes como os da Formação Resende. A mobilização de argila em zonas freáticas é descoidnah e m solos atuais (Pipujol & Buurman, 1998). 5.4.5 Estruturas As lâminas com predomínio da fração areia (P1N026N, 0P8, VN03, VN05 e VN08) apresentam: laminação horizontal incipiente; banednatom; estrutura maciça; orientação 88 preferencial de micas ao longo do eixo de acamaom heonrtizontal; filmes delgados de argila orientada; obliteração de estruturas e bioturbaeçsãpoa rsa por icnofósseis de fauna e por marcas de raízes; e pseudomorfismo de minerais facilmeinntetem perizáveis (figura 37 a e b). Estas lâminas relacionam-se às fácies Sh (P1N06) e SmN 0(8P,2 VN03, VN05 e VN08), complementando a descrição de estruturas macrocsacsó ipnicipientes observadas em campo. A ocorrência mesmo que esparsa de filmes de argriinlac,i ppalmente os de maior tamanho (até 500 micra) associados a canais radiculares, indicamce psrso s de redistribuição de finos por alteração paleopedogenética.. As lâminas que apresentam predomínio de finos eanptraems : laminação horizontal de silte e argila alternada; obliteração de estruturas cpnoor fói sseis de fauna; bioturbação radial por relictos de marcas de raízes; microagregados er ecçoõnecs de MOA e Mn; estruturas em blocos angulares; superfícies de fricção por contraçãxop ea nesão; nódulos e concreções sesquioxídicas; superfícies de ferruginização; pseudomorfismo dnee mraiis facilmente intemperizáveis; e filmes de argila milimétricos. As estruturas sedimentaernecso ntram-se muito mal preservadas, exceção das lâminas da fácies Fl (P2N1 e P2N4), onde fosie rovbado um acamamento horizontal de lâminas milimétricas com gradação normal de comnptoense finos, obliteradas por meniscos de icnofósseis (figura 37 c e d). A maioria das lâminas descritas representam as f áFcsiem. Nestas lâminas, é freqüente a ocorrência de estrutura maciça ou em blocos pouecsoe ndvolvida, nódulos de Fe e Mn, superfícies de contração/expansão, além de bioçtãuorb caom intensidade fraca a moderada. Na lâmina VN17 foi também verificado o alinhamento cdlaes tos de areia mais grossa imerso em material argiloso. 89 Figura 37 – a) Lâmina P1N06, anisotropia da matermiz torno dos grãos do arcabouço, em XPL; b) lâmPi1nNa 06, em PPL, setas indicando o contato erosivo provaevnetlem da camada P1N08 de estrutura bandada, coma t rdaem contatos alongados a tangenciais e epimatriz inutrzoida em espaços intersticiais soldando o contca)to l;â mina P2N4, em XPL, contraste entre a fraca anisotropaia la dminação horizontal e de domínios bem orienta edmos torno do icnofóssil; d) lâmina P2N4, em PPL, microlamiãnoa çhorizontal de silte e argila com gradação nor,m al obliterada por menisco de icnofóssil (setas). Nas lâminas predominantemente argilosas (P2N13, 15P 2Ne VN23), o grau de bioturbação, principalmente por marcas de raíze sin, teénso. A estrutura nessas lâminas apresenta-se em blocos de geometria complexa, nnturimnc ai do padrão de fissuramento limitado por múltiplas superfícies de fricção ou de expa nes cãontração do material. As estruturas formadas por bioturbação (icnofó sdse irsaízes e fauna), que obliteraram as estruturas sedimentares junto a outros procesãso sa, msplamente observadas na maior parte das 90 lâminas dos dois afloramentos. A maior densidad eo cdoerrência foi nas lâminas da Ponte dos Arcos, no entanto várias lâminas da Rodovia do oCronnot apresentaram porcentagens elevadas. Estes icnofósseis, observados em campo e em ams odset rma ão, revelam-se ainda mais complexos em lâmina, permitindo a interpretaçãop rdoec essos biológicos e redoximórficos interpolados à ação mecânica de superfícies den seãxop ae contração e fricção. Os icnofósseis de fauna apresentam-se em forma de tubos ou cananigsa adlos com preenchimentos diversos, às vezes fortemente aderidos à matriz em padrões ceoxmosp,l tingidos ou não por óxidos e hidróxidos de Fe. As marcas de raízes (figura 38) podem ser facilem ceonnt fundidas com poros planares que delimitam estruturas de agregados. O conteúdo iocrog,â no interior dos canais, encontra-se decaído a óxidos de Fe e Mn, ou ausente. Porémer,e ndtife dos poros planares, as marcas de raízes apresentam padrões mais tortuosos (Kra0u0s6s), , 2ou sob forma de nuvens de agregados alongados ou radiais (Sabeotu al., 2005), com mais variação na espessura ou maciso ndteínsuas no comprimento. Figura 38 – a e b) Lâmina P2N01, estrutura sedimare nmt arcada pela orientação de biotita na fraçãot es, il obliterada por uma marca de raiz circular represaednat por um nódulo, alongada em um grande canal npcrheiedo por argila iluvial e hematita. Poro planar que dmeliita agregado corta o filme de argila, este porroe vée stido por cutãs de agregados. Nota-se a forte orientaçãor dgaila a em XPL. 91 Outra forma de discernir estas estruturas é nac iasçsão que as marcas de raízes apresentam com acumulações sesquioxídicas e fildmee si luviação de argila, sugerindo redistribuição de constituintes por deposição of us dãio, provocados por ação hídrica e biológica. Nos poros planares, esta associação é de menoirt uadme,p lrara ou ausente. As estruturas de bioturbação estão quase sempre acompanhadas,n oaclmaseionte testemunhadas, por precipitações sesquioxídicas, geralmente em forma de nóduloss, eq usaempre obliteradas por estruturas de contração e expansão, portanto posteriores à aacuçãmou lde ferro. Ao longo de um estrato, a densidade destes caracteres aumenta gradativadmae nbtaes e ao topo, ou pode apresentar níveis abruptos de intensa atividade biológica. As superfícies de contração e expansão, incluinudpoe rsfícies de fricção, têm maior ocorrência em intervalos mais argilosos e estãroe srepntadas, em ambos afloramentos, em menor expressão pelas lâminas P1N09, P2N01, P2N12, VVNN161,7 e VN18 (fácies Fsm) e de forma mais intensa nas lâminas P2N13, P2N15 e VN23 (sf ácFiem). Foram observadas, esporadicamente, em intervalos mais arenosos, pcomr eox emplo na lâmina VN05 (figura 39) da Rodovia do Contorno relacionada à fácies Sm, preolvmaevnte devido à presença de argilominerais expansivos. Em lâmina, estas estruturas obliteram todas asa so uet robliteram-se entre si, de forma simples a complexa. Apresentam anisotropia de maoddae ar forte em torno da parede dos poros, desenvolvida após sucessivos ciclos de encharcoa mee rnetssecaçãoc .(f. Brewer, 1964). Devem ser interpretadas como um dos últimos eventos tdeera çaãl o dos depósitos sedimentares, muito provavelmente anterior ao soterramento, o que toimrnparovável a gênese por processos telodiagenéticos de todas as estruturas cortadr assu peorfícies de expansão e contração e a maior parte das superfícies de fricção. Mais detalhetsa sd eesstruturas são apresentados no item 5.6. de Análise Micromorfológica. 92 Figura 39 – Superfícies de contração e expansãolâ mnain a VN05 representadas por agila orientada, qseupea ram agregados de desenvolvimento pedológico. Nota-sre veos timento de agregados por cutãs (organoman gãs), preenchendo o interior dos poros planares. 5.5 CLASSIFICAÇÃO PETROGRÁFICA Para a classificação composicional das lâminasr edneit oas e lamitos arenosos, utilizou-se o diagrama ternário de quartzo, feldspato e litsotoclsa, utilizado usualmente na classificação de arenitos e vaques (Folk, 1974). Mesmo que pareaçdae qinuada a utilização deste diagrama para a classificação de lamitos arenosos, algumas infoõrmesa çpuderam ser obtidas a partir dessa classificação. A relação quartzo/feldspato, quen efcoer dados sobre o grau de intemperismo, é particularmente útil na análise paleopedológicad,e o én necessária a comparação entre alteração de diferentes fácies sedimentares (figuras 40 .e 41) As porcentagens destes minerais foram calculada rse leamção ao total da fração areia e plotadas no diagrama. Através da comparação dogsr admias ternários e das tabelas de petrografia, é possível agrupar as lâminas basinctaem eem arcósios lamosos, lamitos arcosianos e 93 lamitos subarcosianos. Nem sempre os teores eolse vdaed frações maiores que 0,062mm são diretamente relacionados com amostras que aprems epnotracentagens maiores de feldspatos. Comparando separadamente as lâminas P1N06, P2NP028N 1e2 , e as lâminas VN03, VN05 e VN08, verifica-se que mesmo com texturase oer ets semelhantes de fração areia, ocorrem variações expressivas em relação à pogrceemn tade feldspatos. Os lamitos arcosianos têm proporções de areia e grãos identificáveis om muietnores. As lâminas com textura mais fina (P1N01, P1N09, P2N17, VN16, VN17 e VN18) apreseanmta treores de feldspatos compatíveis, em alguns casos, com as lâminas de textura masis ag. ro Figura 40 – Diagrama ternário composicional das liânmas da Ponte dos Arcos. 94 Figura 41 – Diagrama ternário composicional das liânmas da Rodovia do Contor.n o Nota-se que a queda ascendente nas porcentagefenlsd sdpea tos é acompanhada por um incremento na fração fina, principalmente em a,r gaiclaompanhada pela queda da porcentagem de fração areia. Supõe-se que parte da matriz, ouã of rafiçna, tenha origem autigênica, pela neoformação de argilominerais a partir da alter adçeã ominerais primários mais instáveis ao intemperismo. Este processo de alteração é parrtmicuelnte bem representado na lâmina VN05, associada à fácies Sm, que apresenta um aumenttou aadcoe na relação quartzo/feldspatos com relação à lâmina VN3. Apesar disso as porcentadge nlísti cos são praticamente constantes, o que pode estar associado ao maior tamanho dos fragsm elíntictoos em relação aos feldspatos. As partículas maiores de litoclastos são teoricammenetneo s suscetíveis ao intemperimo, devido à área superficial de contato ser menor do que emos gmrãais finos de feldspatos, que devem responder mais rapidamente aos processos de ãaolte eroadçiagenética. 95 Comparando a composição das lâminas dos perfiso ndad eP dos Arcos e Rodovia do Contorno nota-se uma maior homogeneidade e menroiarç ãvao composicional nas lâminas do afloramento da bacia de Volta Redonda, que apraemse mntenores teores relativos de feldspatos (de 15% a pouco mais de 30%). Estes valores noil Ppeornfte dos Arcos situam-se entre 15% e 50% de feldspatos. Outra diferença marcante é cae nptoargem de litoclastos, que nas lâminas da fácies Sm (VN3, VN5 e VN8) do perfil Rodovia do Ct orn o, atingem valores próximos a 10% nos arcósios, enquanto no afloramento da bacia edse nRde uma única lâmina, da fácies Sh (P1N06), apresentou teores mais significativos c(op omuais de 5%). O contexto geotectônico similar nos dois afloramose,n ctada qual situado oposto às falhas principais dosh emigraben sdas bacias de Resende e Volta Redongdrab e( n Casa de Pedra), permite uma inferência: as diferenças de poderisasmin alar uma proximidade maior das áreas- fonte neste setor doh emigraben na bacia de Resende, devido principalmente a mse nore maturidades textural e composicional das lâmina asf ldooramento Ponte dos Arcos. 5.6 ANÁLISE MICROMORFOLÓGICA 5.6.1 Estrutura e microestrutura A estrutura varia de homogênea a heterogênea. Amsi nalâs com textura predominantemente arenosas, relacionadas às fSáhc ies S m (P1N06, P2N08, VN03 e VN08), com exceção da lâmina VN05, apresentam estruturitao mhoumogênea (figura 42) de coloração acinzentada. O restante das lâminas (fácies Fs,m F, mF l e a lâmina VN05 da fácies Sm) apresenta estrutura heterogênea, com variação deonmtríenios pedais e apedais, ou seja, afetados 96 ou não pelo desenvolvimento, de fraco a forte, gdreg aados oup eds, tingidos ou não por óxidos de Fe. Figura 42 – a) Lâmina VN08, em PPL; e b) Lâmina V8,N e0m XPL, apresentando estrutura homogênea, pa derã o distribuição bandado (tracejado) a aleatório comrie ontação moderada dos cristais alongados. Poron aprla que limita agregados corta o bandamento; c) lâmina P82,N e0m PPL; e d) lâmina P2N08, em XPL, com estru tura homogênea e padrões de distribuição e orientaçeãaot óarlia. As duas lâminas apresentam distribuiçãf og ecf/úrica e trama do plasma inssépica, com domínios de orieãnot a“sçalpicada”, isolados em ilhas, e composição oasricana. Estes agregadosp e(ds), quando bem desenvolvidos, variam de submilimcoéstr i a centimétricos e, em determinados casos, decimsé.t rFicooram interpretados como estrutura relicta indicadora de desenvolvimento paleopedogenéticvoi,d od eà sua complexidade e aos cutãs que limitam os agregados, incompatíveis a qualquero o tuiptro de estrutura formada por planos de juntas ou superfícies de fricção. A olho nu, anaanldiso a lâmina a contra-luz, observam-se estes 97 agregados claramente limitados por poros planarreesn cphidos por cutãs, com estrutura em blocos angulares a hexagonais, limitados por síucpieesr frugosas. Apenas duas lâminas na Rodovia do Contorno (VN0V5N 1e6 ) apresentaram estrutura homogênea e heterogênea associadas, diferentuersa ltmexetnte, sendo a primeira mais arenosa e a segunda mais lamosa. O grau de acomodação entareg reogsa dos é avançado, observado nas lâminas com desenvolvimento de estruturas em b ldoec ofrsaca a forte. 5.6.2 Orientação e padrão de distribuição de base Quanto à orientação e padrão de distribuição de mbasis frequentes, foram observados padrões aleatórios a bandados (figura 42) de oarçieãon tunidirecional nas lâminas mais arenosas (P1N06, P2N08, VN03 e VN08) e também em algumaso slams (P2N01, P2N04, VN17). Outros padrões de distribuição de base agrupados a poasr ael eolrientações concêntricas são observados associados a estruturas de bioturbação ou pedçoãtuor bqaue favorecem separações do plasma. Estes padrões apresentam-se muitas vezes perm ugtarandaotivamente a tramas caóticas e aleatórias. As ocorrências detalhadas podem sesru lctaodnas pormenorizadamente no apêndice B de descrição petrográfica e micromorfológica. 5.6.3 Distribuição c/f As distribuições c/f observadas nas lâminas sãoic abmasente gefúricas (intertêxtica, intertextic de Brewer, 1964) ou porfíricas (porfiroesquélipcao,r phyroskelic de Brewer, 1964), com exceção de domínios isolados em algumas lâ mein adso preenchimento de alguns pedotúbulos (P1N01 e P2N04), que têm caracter íticdaes distribuição c/f enáulica (aglomeroplásmica a, gglomeroplasmicd e Brewer, 1964). 98 As lâminas das fácies Sh e Sm (P1N06, P2N08, VN V03N 0e8) apresentam este tipo de distribuição gefúrica, formada por alteração pednoégticea inicial, tipicamente observada em solos arenosos incipientes (fluvissolos) de alúvios ast.u ai A lâmina VN05, da fácies Sm, apresenta-se como çeãxoc, ecom distribuição porfírica simples, onde os clastos permanecem imersos naiz msuaptrortados por ela, indicando processos mais intensos de alteração e reorganização do iaml aftienro (plasma), por ação biológica e desenvolvimento pedogenético, confirmando as obasçeõrevs do levantamento de campo e as análises petrográficas. Todas as outras lâminraess eanptam distribuição c/f porfírica (figura 43) podendo ser porfírica simples, dupla ou abertae, nddeepndo do espaço existente em média entre as partículas mais grossas. Foram observadasu erasstr udte preenchimento de cavidades formadas pela ação biológica de fauna e raízes, de disçtrãibou ci /f enáulica 5.6.4 Porosidade A porosidade média das lâminas é de aproximadam 1e0n%te, com porcentagens mais constantes na Rodovia do Contorno e mais variánvae iPs onte dos Arcos, sendo os valores de porcentagem sensivelmente maiores no segundo mafelonrtao. Lâminas de textura muito argilosa, como das amso sVtrNa23, P2N13, P2N15, são extremamente sensíveis à laminação e polimentom. Adlaé fragilidade natural destes argilitos semiconsolidados, foram enfrentados diversos pmroabsle durante a fase de impregnação destas amostras indeformadas. Segundo a classificação morfológica de Brewer ()1,9 f6o4ram classificados vazios, poros planares (figura 44), cavidades (figura 44), ca n(faigisura 45), de empacotamento composto e complexo. Os tipos de poros variam conforme a teusrtar ue a textura das lâminas, como observado durante as análises: poros de empacotota mcoemnposto e complexo, com a presença 99 de canais intergranulares, predominam nas lâminea tse xdtura mais arenosa (P1N06, P2N08, VN03 e VN08). Na medida que se observam lâminas qcuoamntidades gradativamente maiores de finos, vai crescendo a quantidade de canairsg rinatneulares, vazios, cavidades e, por fim, poros planares nas lâminas com quantidade razoável dilae, adreg pedalidade mais desenvolvida. Figura 43 – a) distribuição c/f gefúrica a porfíari cna lâmina VN05, desenvolvimento de poros plan aqruees delimitam agregados (PPL). b) mesma foto em XPLta, -nseo a moderada orientação do plasma em tornop dooross de contração e expansão. c e d) lâmina P1N09, ibduisiçtrão c/f porfírica aberta, trama do plasma ssilaéspica com domínios inssépicos a mossépicos, com desenvotlvoi mden estrutura pedogenética incipiente represean tapdor poros planares. . 100 Figura 44 – a) lâmina P2N13, em PPL, com cavidandter ci onectada a canais. São observadas outras caâsm aaor longo da trama dendrítica destes poros; b) em X PpLo sésível observar a trama do plasma orientada eom índios complexos de microagregados e nódulos sesquioxsí.d ico Figura 45 – a) lâmina VN16 em PPL; b) mesma lâmeinma XPL, canais com entrocamentos complexos, no ata -se seção radial interpretada como marca de raíz, prceheidna por hidróxidos e óxidos de ferro. Quanto ao tamanho, foram encontrados macroporo5s m(>i7cra) em densidade menor geralmente na forma de vazios, cavidades e caonmaisp lecxos, mesoporos (entre 75 e 30 micra) de canais tortuosos ou poros planares com esssas eusrap ee microporos (entre 30 e 5 micra) de vazios. Quanto à gênese podem ser classificadoso cliotomporos, pedoporos e bioporos. O encadeamento destas estruturas e suas relaçõelse xcaosm, p uderam revelar diversos aspectos de alteração, como a sobreposição de intemperismcoe, spsros biológicos e paleopedogenéticos. 101 Dentre os tipos genéticos de poros encontradoso,p poerods e bioporos são de certa forma, de ocorrência restrita à zona vadosa, tratandoe-ses eds sistemas continentais terrestres. A atividade biológica é mais tolerante em áreas croamnd ge oferta de oxigênio, improváveis abaixo do nível freático. Litoporos, frequentes nas lâms indaa fácies Sh e Sm, podem ser apenas relacionados aos poros de empacotamento e com açliõmeist a vazios, formados pelo empilhamento de sedimento em processos sedime nretalarecsionados a fluxos trativos arenosos, conjugados ou não com agregados de argila de tfrlíoticualada possivelmente transportados como carga de fundo c(f. Brewer, 1964), ou intercalados à decantação des fpinoor diminuição na velocidade dos fluxos. Os poros planares são formados por processos daen seãxop e contração, portanto indicadores de desenvolvimento pedogenético renlacdios à ocorrência das pedofácies I e II. Delimitam estruturas em rachaduras, individualizoa nbdlocos de agregados angulares a subangularesc (raze planesd e Brewer, 1964), ou representam superfícies cdçeã fori (joint planes de Brewer, 1964). Os poros planares mais frequ esnãtoe sporos planares com complexa estrutura em rachadurasc r(aze planesd e Brewer, 1964), causada por sucessivos cicloesn cdhea rcamento (expansão) e ressecação (contração), aliados cào anlctaentração de ácidos húmicocfs. B( rewer, 1964). Estes poros são frequentemente observads olâsm nianas com maior teor de matriz argilosa, nas fácies Fsm, Fm e lâmina VN05 (fácies Sm). Para o desenvolvimento dessas intrincadas estsru dtuer aexpansão e contração, demanda- se um tempo na ordem de dezenas a centenas de d aenpoesn,dendo da textura, quantidade de argila e estrutura do sedimento. Deve-se ressaqlutaer o sedimento deve estar próximo à superfície, ou seja, as estruturas formadas poer s esptoros planares são típicas de desenvolvimento de pedalidade, portanto relaciosn adaa alterações na zona vadosa. Constantemente ocorrem obliterando outras estrsu tpueradogenéticas, como marcas de raízes, 102 sendo portanto, posteriores a estas. Dessa fonrmdiac,a mi pela intensidade de ocorrência, o grau de desenvolvimento pedogenético. As lâminas daiess f áFcsm e Fl e lâmina VN05 (fácies Sm) apresentaram a ocorrência fraca a moderada deascshaasd ur ras planares complexas, confirmando a associação destas litofácies sedimentares à ápceiedso fI, de menor grau de desenvolvimento paleopedogenético. As lâminas da fácies Fm apraersaemn t abundância dessas estruturas, confirmando o maior grau de desenvolvimento da fpáecdieos II. 5.6.5 Componentes Os componentes minerais do esqueleto (fração ea rseilitae ) foram descritos no item 5.4 de análise petrográfica. Os componentes finos incluaergmil ominerais, óxidos e hidróxidos de Fe, que são discutidos no item de Argilominerais. Oms pconentes orgânicos foram identificados nas lâminas como sendo MOA misturada a óxidos de Men. e F 5.6.6 Fundo matricial (matriz-S) Brewer (1964) utilizou a trama do plasma no estdued oro chas sedimentares e sedimentos inconsolidados. Pela análise deste autor, sedims eintcoonsolidados geralmente apresentam tramas assépicas (argilassápica e silassépicae) terim ednto de sépicas, ou seja, tramas formadas pela deposição do material de origem detrítica.é mPo rBrewer (1964) observou que rochas sedimentares consolidadas também apresentam trsaémpaicsa s, entretanto estas tramas estão associadas a padrões que devem atingir de formoa ghêonmea um determinado depósito, formadas a partir da pressão unidirecional do soterrameonrto d piagênese avançada. No caso da Formação Resende, estes padrões não podem ser definidos hcoomoogêneos, pois não apresentam estas estruturas anisotrópicas formadas por soterram ePnteolo. contrário, apresentam grandes variações, com depósitos lamosos (que seriam oss pmroapi ícios a estas alterações diagenéticas) 103 apresentando ora tramas assépicas típicas de tdoesp óinsai lterados, ora sépicas com padrões complexos. Quanto às estruturas plásmicas observadas, as alsâ mdien distribuição c/f gefúrica (P1N06, P2N08, VN03 e VN08) têm tramas de plasmeaq uferntemente esquelssépicas, com orientação do plasma em torno dos grãos do esoq,u ecolemt trama inssépica pouco desenvolvida nos agregados intergranulares, e vossépica em dtoer npo ros, ocasionalmente revestindo canais de iluviação esporádicos (figura 46). Estas estruturas apresentam geralmente anisotcropnitaín ua, moderada a forte, baixa birrefringência em cores de interferência do cindzea 1 ª ordem ao violeta de 2ª ordem. Estas separações do plasma foram interpretadas como vdoelvsiednas logo após a deposição, por processos de transporte e difusão de argila il uevmia l sedimentos arenosos, causados por alteração incipiente, típicos de solos aluviais. As lâminas da fácies Fsm e Fl, de distribuiçãop ocr/f írica, apresenta, em maior ou menor proporção, tramas do plasma argilassépicas (nass amrgaiilosas como VN16, VN17, P2N12) e silassépicas (nas mais siltosas como P1N09, P2 Ns0e1m),pre associadas a tramas inssépicas, mossépicas e vossépicas (figura 46). As tramas assépicas (argilassépica e silassépiãcoa ) insdicadoras de depósitos sedimentares inalterados, formados por processpooss idceionais nos quais a decantação de finos ou a deposição de argila floculada não promove isao taronpia dos cristalitos da fração argila (plasma) e silte. Porém estes padrões ocorrem iadsosos ca tramas mais complexas, como inssépicas (em domínios isolados), mossépicas (oesma imcos) e vossépicas (em torno de bioporos e pedoporos), que indicam processos de reorganoi zdaoç ãmaterial fino causados pela atividade biológica e alteração pedogenética. 104 Figura 46 – a) Lâmina VN03 apresentando trama pliácasm inssépica, com domínios esquelssépicos, nost áevme i torno dos cristais em posição de extinção (XPL )l;â bm)ina P2N04, com trama do plasma mossépica a sosmépnica com domínios inalterados silassépicos (XPL); c)i nlâam P1N01, lamito arcosiano com trama esquelssé epmica torno dos cristais do esqueleto, geminação tartan de omcilicnra e fragmentos menores de quartzo em cores de interferência esbranquiçadas (XPL); d) lâmina VN 1a8p,resentando trama vossépica em torno de poronsa prelas com superfícies de fricção e canais dendríticosi friacamdos (XPL). As lâminas que apresentam a transição entre trdaom palsa sma associadas simplesmente a processos de deposição sedimentar (argilassép icsaisla sesépicas) e tramas indicadoras de processos de reorganização causada por pedogêinseséep i(cas, mossépicas e vossépicas) se relacionam com a pedofácies I, de menor grau deen dveoslvimento pedogenético. Nas lâminas mais argilosas da fácies Fm (P2N13,1 P5,2 VNN18, VN23), apresentadas na figura 47, assim como em menor intensidade nasin alâsm P1N01 e P2N17 da fácies Fsm, os 105 padrões de trama do plasma revelaram-se mais cxoomsp ele intrincados, variando entre padrões massépicos, omnissépicos, vossépicos. Figura 47 – a) Lâmina P2N15, em XPL, argilito exnidboi trama do plasma complexa em torno de microaagdroesg e nódulos de ferro recobertos por finos cutãs dei ailçuãvo de argila. b) P2N13, padrão mossépico a osménpiisco no argilito de estrutura em blocos (XPL); c) lâmina NP127, textura siltosa com segregações de plasmao rdte f anisotropia (XPL); d) lâmina VN23, microagregadobsl itoerados por poros planares, que exibem uma tr adme a pequenas marcas de raízes preenchidas por hem Tartaitam.a omnissépica (XPL). A origem destas separações complexas e abundaen tpelsa sdma foi atribuída a processos de pedogênese mais acentuada em intervalos remlaetnivtea longos de estabilidade, quando a taxa de sedimentação se tornava pequena, permitindo aultmera ção marcante no sedimento. Estas tramas indicam um maior grau de desenvolvimentoo gpendético relacionadas à pedofácies II, 106 com exceção da lâmina P1N01 interpretada como ápceideosf I, devido à menor intensidade de ocorrência desse indicador e também por atribuetdoosx rimóficos. Segundo a hipótese desse trabalho, os processogse pneédticos foram instaurados imediatamente e progressivamente após a deposição dos sucesdseivpoóss itos sedimentares, ao longo de períodos de quiescência. Dessa maneira, paleo sesnocloosntram-se intercalados a camadas e estratos com padrões de trama mais simples, dme esnetdois pouco alterados. 5.6.7 Caracteres pedológicos (pedocaracteres) Os caracteres pedológicos encontrados nas lâmoindaesm p ser divididos em texturais, de depleção, criptocristalinos ou amorfos, e excremose. nPt ara que fossem quantificados, estes caracteres foram contabilizados durante a contadgee pmo ntos na análise petrográfica (figuras 48 e 49). A ocorrência destes pedocaracteres não está adsas oac ianenhum tipo específico de sedimento, ou seja, não tem relação com a granutrlioam deo material parental sedimentar que os contêm, porém a distribuição das maiores porcensta gt ende a ser associada a lâminas de granulometria mais fina. Isto se deve apenas aoo d fea tque os ambientes de menor energia, onde se depositam sedimentos de granulometria mais sfãinoa ,os lugares naturalmente mais propícios à formação de solos. Os pedocaracteres podem lmviretnutae ocupar qualquer tipo de material parental nesta sequência sedimentar, dos maiso gsr eo scsonglomeráticos aos mais finos. 107 Figura 48 – Perfil sedimentológico Ponte dos Arccoosm perfil com granulometria, litofácies, pedofásc ie porcentagem de pedocaracter es. 108 Figura 49 – Perfil sedimentológico Rodovia do Cornoto com perfil com granulometria, litofácies, peádcoief s e porcentagem de pedocaracter es. O aumento das porcentagens de pedocaracteres,n gao dloos dois perfis de estudo, auxiliou na definição das quebras na sobreposiçoãso c diclos de granodecrescência ascendente, apresentando uma relação inversa à diminuição edreg iean destes ambientes de sedimentação. Dessa forma, as maiores porcentagens de pedocraesra, cqteue são indicadoras da pedofácies II, encontram-se nas lâminas de textura argilosa dcaiess fFám (P2N13, P2N15 e VN23). As lâminas 109 de textura equilibrada entre areia e finos, cliacsasdifas como fácies Fsm e Fl, e algumas com textura mais arenosa (VN05 e P1N12) apresentaramno rmese valores de pedocaracteres, relacionados ao menor grau de desenvolvimento peendéotigco da pedofácies I. a) Cutãs Os cutã sformados por iluviação (figura 50) ou infiltraçãoe cmânica do plasma são filmes de argila pura ou tingida por sesquióxidos, come rdeinftes graus de anisotropia. Estão sempre relacionadas a condutos de poros, revestindo-ocsia plmarente ou preenchendo-os completamente, e são classificados conforme a composição e ersatr. u tu Os mais frequentes são argilãs (cutãs de argilaa) peu frerriargilãs (cutãs de argila e óxidos ou hidróxidos de ferro), observados em todas asin alâsm. A ocorrência mesmo que esporádica desta estrutura pode ser considerada como indeíc pioro dcessos de iluviaçãcof .( Brewer, 1964). A ocorrência de cutãs de iluviação nas lâminas maraeinsosas reforça a confirmação de que estes depósitos sedimentares estavam, logo aa pdóesposição, sujeitos a alterações pedogenéticas, mesmo que iniciais ou incipientes. Os cutãs de difusão, neocutãs e quasicutãs (nrãeso fe rquasiferrãs), apresentam-se em forma de revestimentos adjacentes às estruturass uopue rfícies, formados por difusão e precipitação, associados ou não a canais e poaronsa rpels. A redistribuição de óxidos de Fe, no caso das lâminas analisadas, é governada por sporosc reesdoximóficos através da interação da água superficial ou meteórica e da água subter,r âtínpeicaos da zona vadosa. Os cutãs podem ser também obliterados, fissuraud ofsr aogmentados por deformação mecânica, cortadas por poros planares de expan csoãnot reação ou por bioturbação. Neste caso, testemunham a sobreposição de processos relacsio anoa ddoesenvolvimento de pedalidade. 110 Figura 50 – a) Lâmina P1N06, em XPL, apresentanudtoã cde iluviação de argila (setas) revestindo pdoreo c anal intergranular (P). Note as cores de interferêncoia a dmarelo de 1ª ordem ao violeta de 2; b) lâminaN 0P12, cutãs de iluviação preenchendo canais radiculares (setaesv),e rstidos ainda por neocutãs de hematita e goe (tXhiPtaL); c) lâmina P2N12, em XPL, exibindo cutã complexo (oorgmaanngãs e argilãs intercalados) de infiltração mneicaâ de argila (iluviação); d) halo de depleção na lâminPas1 N01(neoalbã, indicado pela seta) de lixiviação ó dxeidos e hidróxidos de ferro, enriquecido com cristais dei omr agranulometria pela migração vertical do mataelr imais fino (XPL). Nas lâminas, a maior concentração destas estr uotucroarsre adjacente a canais, poros planares, superfícies de fricção e grãos do estqou e(nleeomangãs e neoferrãs geralmente). Preenchimento de organomangãs (cutãs de Mn e M OsAes) qeuãs (cutãs de transporte ou difusão de sesquióxidos) em cavidades, canais, poros pelsa noaur imersos na matriz tem diversas interpretações que serão devidamente retomadaisc nuas sdão. Os cutãs de tensão associados a poros planareins a(slâ Pm2N12, P2N13, P2N15, VN05, VN18 e VN23) foram formados em sucessivos ciclo su mdedecimento e ressecação do material, 111 que delimitam agregadops e(ds) ou superfícies de fricção. Os cutãs de tensãroe srenptados por orientações do plasma adjacentes às superfície scr idsotasis ou grãos do esqueleto, comuns em lâminas das fácies Sh e Sm (P1N06, P2N08, VN03 e0 8V),N têm menor expressão e foram interpretados como sendo formados por um procesesnoo sm intenso e duradouro de ressecação simples, anterior ao rápido sepultamento do sedtiom peonuco alterado. O processo de formação destas estruturas foi anteriormente discutido neom itde porosidade. Estas estruturas são observadas geralmente obliterando todas as ouptorartsa,n to devem ser tratad as priori como representativas do último evento de transformaçaãleoo pedogenética. b) Depleção Os halos de depleção são estruturas úteis, junst oh aalos glebulares, para o entendimento dos processos redoximórficos e paleo-hidrológictousa nates neste sistema deposicional fluvial, presentes nas lâminas P1N01 (figura 50d), P2N1N31, 5P,2 P2N17, VN23. Os halos de depleção podem ocorrer como seçõeusla creirsc concêntricas, ou alongadas, de cor cinza transparente, onde todo ferro foi zrieddou, migrando lateralmente e verticalmente. Algumas dessas seções assemelham-se claramentreti cae sc óradiais de raízes que sofreram decaimento e foram preenchidas por areia muito. fOinuatras aparecem em seções alongadas e ramificadas em padrões dendríticos complexos. Em todos os casos, a precipitação de óxidos e xhididorsó de ferro, em forma de nódulos convolutos (figura 51) ou halos glebulares, acoen tae calguma distância dos canais, por vezes finos e tortuosos, conforme Pipujol & Buurman (1)9 e9 4Kraus (2006). 112 c) Amorfos e criptocristalinos (Glébulas) Os caracteres amorfos e criptocristalinos mais rovabdseos são: nódulos convolutos (figura 51) ou circulares, interpretados como halos glerbeus la(lâminas P2N01, P1N9, VN18, VN23, VN16, VN23), nucleados ou interpolados ocasionaltme epnor finas rizoconcreções de goethita, hematita e óxidos de manganês; nódulos férricose, boaimdais a circulares, de composição sesquioxídica (P1N01, P2N13, P2N15, VN18); acumõuelsa çmanganesíferas no interior de halos de depleção radiais (P2N17); microagregados de Me OMAn , imersos no fundo matricial (matriz- S) ou em contato com grãos do esqueleto (lâmi1nNas0 6P, P2N08, VN03 e VN08). Não foram encontradas concreçõesstr icto sens unas lâminas analisadas, por não possuírem esat rutur concêntrica . Estas estruturas confirmaram as observações maócpricoassc, da existência de diferentes regimes paleo-hidrológicos concomitantes à alteor adçoãs depósitos. Somadas a outros atributos, auxiliaram na classificação das pedofácies I eE sIIt.e s processos encontram-se detalhados nas discussões desse trabalho. d) Pápulas As pápulas representam o retrabalhamento do mla tceurtiaânico e de pseudomorfos indicando, por sobreposição, mais de uma fase tdeera çaãl o. Por esse fato associam-se, com exceção da lâmina P1N01, à pedofácies II, de mgaraiour de desenvolvimento pedogenético. Estas estruturas podem ser encontradas em alguâmainsa sl , interpretadas ora como fragmentos de cutãs (argilãs ou ferriargilãs), coorma o minerais primários pseudomorfizados a argilominerais e óxidos ou hidróxidos de ferro, eorbvasdos nas lâminas P1N01, P2N13 P2N1 5. 113 Figura 51 – a) Nódulo convoluto de goethita provlmaveente representando a seção radial de uma marc a de bioturbação ou raiz, lâmina VN18 (XPL). b) lâmina2 NP12, em XPL, nódulo típico no interior de um agardeog (limitado pelo poro planar logo acima), indicandoá rivos ciclos de segregação de ferro de dentro pfaora dos peds; c) lâmina P1N01, em XPL, seta indicando paásp uplor retrabalhamento de cutã com argila orient aed naódulo retrabalhado; d) pápulas de pseudomorfos (setas lâ) mnaina P2N15, circundados por óxidos de ferro. e) Pedotúbulos Os pedotúbulos (figura 52) foram encontrados nams inlaâs P1N01 (granotúbulo, preenchido por grãos), P2N4 (estriotúbulo, em fo rdmea meniscos concêntricos) e VN5 (isotúbulo, preenchido com plasma ou material fisinootr ópico), milimétricos a submilimétricos, preenchidos por material advindo de camadas socbernetjeas. 114 Figura 52 – a) Lâmina P2N04, estriotúbulo, repretsaedno por menisco de icnofóssil revestido por neroãfse, rou quasiferrãs de goethita e hematita, grande concaeçnãtor de MOA nucleando a estrutura; b) granotúbualo l ânmina P1N01, obliterando a matriz original indicando preoscsos de oxidação anteriores à bioturbação; c) hdaelo depleção na lâmina P2N17 interpretado como marc ara dize com rizoconcreção de MOA preservada no inotre drio conduto (PPL); d) lâmina P2N13,halo de depleçãoi arla pdreenchida por cristais mais grossos, contransdtoa com a matriz fina do entorno. A ocorrência macroscópica de pedotúbulos esten dae -osuetros níveis, principalmente relacionados à pedofácies II, porém não foram etnracdoons nas lâminas representativas (P2N13, P2N15, VN23). Estas estruturas representam icnofósseis de fa umnai se raramente de raízes, também observados macroscopicamente. Obliteram a tramgain aolr idas lâminas e outras estruturas de bioturbação, e associam-se geralmente a impregsn asçeõsequioxídicas. 115 5.6.8 Aspectos micromorfológicos das fácies Sh e Sm A única amostra indeformada da fácies Sh foi rdeati rada camada P1N06 na bacia de Resende, já amostras indeformadas da fácies Smre psrãeos entadas pelas lâminas P2N08, VN03, VN05 e VN08. Os caracteres pedogenéticos, encontrados em baroixpao rçpão nestas fácies, são basicamente cutãs de iluviação de argila (figur)a, a5r3gilãs em sua maior parte, e neoferrãs revestindo cavidades, clastos e canais tortuonstoesrp, rietados como esparsas marcas de raízes (às vezes, sob forma de microagregados de MOA e Mn) .p oOrsos planares são encontrados raramente, apenas na lâmina VN05. Sinais de oxoid araçrãos e superfícies de ferruginização, observados em campo e da mesma forma nas lâminnoass dei fratogramas de raios-X (traços de goethita e lepidocrocita), indicam, provavelmentqeu, e o nível freático acompanhava relativamente a rápida deposição nestas fáciesa. tAriz m argilosa foi interpretada como epimatriz, dada a trama esquelssépica contínua, na maior dpeasrsteas lâminas, com participação pequena de protomatriz, neste caso agregados de argila flodcau tlraansportados junto com areia por tração como carga de fundo (Brewer, 1964). A contagem de pontos da análise petrográfica detmrao qnuse entre VN03 e VN05 há um aumento na porcentagem de matriz associado ao atou mdean relação Q/F, e o aumento significativo dos pedocaracteres. A lâmina VN05g u(rfia 53 a e b) apresenta pedotúbulo, rizoconcreções e fornece evidências de que estearsa çaõles pedogenéticas foram também obliteradas pelo desenvolvimento de uma estrutmur ab leocos angulares, limitadas por planos em rachaduras complexas, resultado da expansão ea çcãoon tdro solo de composição esmectítcic.fa. ( Brewer, 1964). Estas complexas rachaduras de t esnãsoã olimitadas por superfícies cutânicas (óxidos de Mn e Fe no caso das lâminas), primosr daioa ireconhecimento dopse dso u agregados (Retallack, 2001). 116 A formação destas estruturaps ed( s) deve ser atribuída a condições desconfinadas próximas à superfície (Sabou, 2005), influenciapdealsa proporção de esmectita no sedimento, sendo interpretadas como indicadoras ou relíquoia sp adleossolo incipiente formado sobre um depósito de leque de arrombamento da fácies Sm. fNorãaom observados vestígios de recristalização de minerais e de porosidade secriuansd dáevido à diagênese avançada, nem sinais da obliteração das estruturas pedogenéticas, draiz moua tdos clastos do arcabouçcof. (Retallack, 1991). Figura 53 – a) Lâmina VN05, em XPL, cutãs de ar giluilavial apresentando forte anisotropia no centrroó xpimo ao cristal alongado de muscovita, com poro planar deeli mditação de agregado cortando a estrutura da miza; tbr ) mesma foto em PPL evidenciando um pedotúbulo b(iusolot)ú com alguma segregação de hidróxidos de Fe, obliterando a estrutura da lâmina, comprovando raalçteão e processos de iluviação anterior à bioturãboa;ç c e d) lâmina P2N08 (XPL, PPL) com estrutura completam eonbtleiterada por separações do plasma resultante csa dneais de bioturbação. 117 Os poros dos solos são geralmente alterados nagse nmsa rcom halos de oxidação ou filmes de argila, como observados nas lâminas. aAcsh arduras de tensãocr a(ze plane)s são interpretadas como último evento de alteração sn efásctaies. E, ainda, a maior parte dos pseudomorfos apresaeltnetra ção, ou neomorfismo contínuo, com trama plásmica da matriz circundante, e emn asl gcuasos é possível verificar se a alteração foi concomitante às pedoturbações, através da fernatgamção, poros e canais, e cristais de feldspatos que já estavam parcialmente alteracd.fo. sR (etallack, 1991). 5.6.9 Aspectos micromorfológicos das fácies Fl, Fes Fmm A fácies Fl é representada pelas lâminas P2N01N e0 4P.2 As lâminas P1N01, P1N09, P2N12, VN16 e VN17 estão associadas à fácies Fsm a.r gOilitos da fácies Fm compreendem as seções delgadas P2N13, P2N15, VN18, VN16. Em gaesr laâlm inas da Ponte dos Arcos são mais complexas em termos de padrões de segregaçãor od,e e fneqruanto a sobreposição de processos na Rodovia do Contorno é praticamente ausente. a) Ponte dos Arcos Nas lâminas P2N01 e P2N4 (figura 54 a e b), fácFile sd a Ponte dos Arcos, são observadas evidências de iluviação de argila et eorabçlião das estruturas sedimentares por estriotúbulos. São abundantes as marcas de ra aízgerse geados de Mn e MOA. A precipitação de hematita associada à goethita, junto à caractaesr ítdica matriz-S parcialmente rubificada, indica condições paleo-hidrológicas logo acima do lenrçeoál tfico, idéia reforçada pela alta densidade de bioturbação c(.f. Retallack, 2001) nestes níveis, verificada no ca cmopmoo também nas lâminas. Neoferrãs de difusão imediatamente em torno dazse sr aeí dos icnofósseis apontam para associação com pedofácies I (gleização por águtae rsrâunbea), com leve depleção difusa da 118 matriz, o que seria o início de uma sobreposiçãro ppsoeudogleização (Pipujol & Buurman, 1994). Pelo conjunto de caracterísiticas, as f áFcli edsevem ser as mais proximais à rede de drenagem perene. Dentre as lâminas das fácies Fsm, observam-set ecraersa cpedológicos e redoximórficos distintos. As lâminas P1N09 e P2N12 (figura 54 cd ),e menos complexas em termos de estruturas, apresentam: rubificação parcial da izm; aitlur viação de argila na forma de cutãs compostos; gleização por água subterrânea; desveimnveonlto de nódulos convolutos de halos glebulares ou quasicutãs em torno de finas raíazrecsia plmente preservadas. O gradiente Fe-Mn indica um movimento do interior para a superfícoies dagregados; e nódulos típicos formados por vários ciclos de umedecimento e ressecação cau spaedl o spaleonível de oscilação do lençol freático. Há o desenvolvimento incipiente dpe dso u agregados, limitados por cutãs de óxidos de manganês ou mangãs, que obliteram as estruturavisa mpreente descritas. A trama do plasma indica um desenvolvimento de segregações anisocatrsó pciomplexas, com domínios de trama mossépica a omnissépica causadas por bioturba çrãaoíz dees e icnofósseis encontrados em campo e amostras de mão. Estas estruturas permitiram interpretar esta f áccoiemso tendo sido sujeita a alterações um pouco mais duradouras, quando comparadas à fácl.i ePs aFra permitir a formação destes elementos tanto em superfície quanto em subsuipee, rmfícuito provavelmente estas alterações permaneceram por alguns ciclos sazonais. 119 Figura 54 – a) Lâmina P1N01, fácies Fl, orientaçhãor izontal probremente preservada de biotita aldtear,a setas brancas indicando movimento do ferro reduzido natr imz aem direção a canais tortuosos de raízes comA M eO Mn, revestidos por neoferrãs de hematita, setas prientdaisca m poro planar de agregado revestido por ceu tqãu asiferrãs de hematita (PPL); b) lâmina P2N04, bioturbação intoe rior do agregado (MOA no centro da imagem) caosm setas brancas indicando movimento do Fe e Mn es sperteatas apontando para poros planares que delim ita agregados (PPL); c) lâmina P2N12, na base, um cuotmã plexo de iluviação obliterado por poro planaer t(as preta) de desenvolvimento de agregados (PPL); d) lâminNa 0P91, ocorrência de nódulos convolutos formados paeçlãao de canais tortuosos de raízes com setas brancaicsa indo o movimento de Fe do interior para as exitdreamdes dos agregados pobremente desenvolvidos (X P L). Nas lâminas P1N01 e P2N17 (figura 55 a e b), oas cctearres pedológicos são mais complexos, com ciclos de gleização (pedofácieso bI)r esposto por pseudogleização (pedofácies II). Entre estes caracteres, ocorrem nódulos ee gseagçõr es de goethita não relacionados a poros ou agregados, interpretados como formados em usmea dfea gleização anterior, provavelmente causada pela saturação de água superficial ricma aetmér ia orgânica promovendo redução do Fe e Mn rápida do sedimento. Com a volta das condiçõídersic has normais, estes nódulos são afetados 120 pelo retrabalhamento e pela lixiação de água miecate óorcasional, com rubificação ou xantificação parcial da matriz do entorno. Outros caracteres importantes das lâminas P1N012 Ne1 7P (figura 55 a e b), que sustentam a inferência da superposição de pedso fIáI csioebre pedofácies I, são cutãs de iluviação de argila e lepidocrocita com fortes halos de dçeãpol,e indicando lixiviação de ferro posterior à infiltração mecânica. Figura 55 – a) Lâmina P2N17, fácies Fsm, duas f assoebsrepostas, uma de gleização com iluviação deil ãasr g tingidos por neoferrãs (seta branca) e outra deu pdsoegleização, que lixivia estes cutãs; b) lâminaN 0P1, fácies Fsm, pápulas (seta) e nódulos relíquias (N) de ufamsae de gleização por água subterrânea, cutãs ere gseagções redoximórficas retrabalhadas por pseudogleizaçãpor eresentada pelos halos de depleção; c) lâmina P2, Nfá1c3ies Fm, halo de depleção causado por pseudogleizaçeãpor,e cr ipitação de ferro no entorno da estrutura,a s eint dicam movimento do ferro do interior para as extremida dae sseção da marca de raiz; d) lâmina P2N15, fá Fcimes, argilã com forte anisotropia nucleando um halo de deple, çoãboliterado por um poro planar de agregado, reivdeos tpor cutãs de óxidos de Mn. Indica iluviação de argilant earior ao fendilhamento, portanto interpretada coo m paleopedogenética. 121 Os halos de depleção são nucleados por agreganduovse nes de óxidos de Mn e MOA e clastos de maior granulometria tingidos. São inretetarpdos como antigos condutos de raízes e não como segregações redoximórficas, já que sob coensd irçeõdutoras o Mn seria reduzido antes do Fe e lixiviado. Também não estão associados a só xdideo Fe, que sob estas condições redutoras seriam induzidos a precipitar antes do Mn. Foratmer pinretados como paleo-horizontes A (Kraus, 1999), devido às características da coloração alamdar eprovocadas pela saturação sazonal de água superfícial, e maior porcentagem de areiad od eàv i influência de processos trativos e à iluviação de argila. Caracteres que apontam condições muito semelhsaãnote osb servados nas lâminas P2N13 e P2N15 (figura 55 c e d), porém com halos de dçeãpol ee estrutura em blocos mais desenvolvidos, e matriz rubificada por processsxoidsa otivos. Foram interpretadas como paleo- horizontes Bt, com incremento de argila em subsfíucpiee rherdado dos depósitos sedimentares detríticos da fácies Fm. Entre estas duas camadas (P2N13 e P2N15), foraomn terandcas as marcas de raízes em forma de rizo-halos ou halos de depleção de cozra cminais bem preservadas, exibindo nítidos neoferrãs macroscópicos de hematita que se praercaimpi ta milímetros de distância do conduto radicular. São processos claramente atribuídose uàd posgleização em estágio avançado, onde facilmente observa-se a densidade e a nitidez sdtraust ueras de ramificação ou entrocamento. Em lâmina, são verificados neoalbãs (figura 55 c elix div)i ando domínios com diversos nódulos de ferro e manganês entre estrutura em microagreg ados. Estes nódulos das lâminas P2N13 e P2N15 foramp rineteardos parte como formadions situ, a partir da segregação de sesquióxidos ou fragms ednet oretrabalhamento de cutãs (pápulas), e pequena proporção de nódulos transportados. sA lagpurnesentam gradiente Fe-Mn indicando movimento destes elementos do interior à supe rdfíocsie agregados, sendo muitos revestidos por 122 delgados cutãs de iluviação. Estes nódulos forarm afdoos a partir de condições um pouco diferentes das que formaram os halos de depleçuãraon, tde vários ciclos sazonais entre periodos de seca e de precipitação intensa, sem influênoc piaa ldeonível freático. Os halos de depleção, ou rizo-halos (Retallack1, ;2 K00raus & Hasiotis, 2006), devem ter sido formados depois dos processos de nodulizacçoãnotr, ibuindo à intensificação desta pelo fornecimento de água na superfície dos agregados. b) Rodovia do Contorno Na Rodovia do Contorno, a sequência formada peâlmasin al s VN16, VN17 e VN18 é composta por camadas fácies Fsm e Fm (figura 5s6t)a. s Eestão afetadas por processos interpretados como de gleização por água subtear,r âcnoem aumento de intensidade das características redoximórficas da base para o t oAp ob. ase apresenta matriz cinza, cutãs de iluviação, e nódulos sesquioxídicos esparsos aasdsoosc ia canais radiais de pequenas raízes, preservadas também sob forma de pequenos cantauioss toosr preenchidos por organomangãs. O hidromorfismo favorece a preservação paricni asl itu destas estruturas após o decaimento parcial da matéria orgânica causado por diagênese (Kra0u0s6, ).2 A lâmina VN17 apresenta uma superfície rubificada interpretada como uma del gsaudpaerfície de ferruginização, provavelmente logo acima do nível de oscilação freática. Na lâmina VN18 (figura 56), foi observado um pad rdãeo gleização influenciado pela presença de água subterrânea, classificado comof ápceieds I. A presença de hematita em conjunto com a goethita denuncia condições de craeçsãsoe sazonal, com formação de halos glebulares em torno de marcas de raízes, sugeruinmdao oxigenação maior no interior dos agregados. 123 Estas características indicam uma transição panrdai çcõoes um pouco mais oxidativas, talvez mais distais e menos afetadas pela dinâem ricitam o deposicional dos depósitos de leques de arrombamento e canais fluviaics. f.( Kraus, 1999). Em contato erosivo, ocorre um canal marginal de arrombamento composto por duas camdaad afásc ies Sh, exibindo marcas de raízes em campo e grande quantidade de argila coloidatol pnoo do intervalo. Processos de pseudogleização (pedofácies II) pnoar dzoe saturaçãoc .(f. Bullock et al. 1985) são evidentes na lâmina VN23 (figura 57)ã. oE sret lacionados ao rebaixamento abrupto do nível freático e não da ação de água superficuiael, dqeveria conferir à matriz do sedimento um aspecto mais oxidado e não a cor cinza originalo c fomi constatado. Apresenta uma estrutura em rachaduras complexasc ra( ze plane,s de Brewer, 1964) obliterada por superfícies diceç ãfro; marcas de raízes são observadas, preenchidas iopromsetenrte por clastos de feldspatos, observados em amostras de mão. Em lâmina, marcas de raízes encontram-se presesr vnaod ainterior de canais ou apenas com seu contramolde impresso como halos glebul(arrizeoss phere ou rizosfera conforme Vepraskas, 2001;g lebular halos de Brewer, 1964 )convolutos de hematita com grau de impregnação muito forte. As segregações de ferreos eprvram finos fragmentos de raízes substituídos por hematita. A trama do plasma oardiean tem torno dos agregados indica um intenso retrabalhamento por processos de contrea çeãxop ansão, com a formação de cutãs de tensão e microagregadoms ic( ropeds, Brewer, 1964). 124 Figura 56 – a) Lâmina VN16, em PPL, fácies Fsmr,u etusrta em rachaduras complexas (craze planes dew eBrr,e 1964), vazios intrapedais e canais esparsos, eusrtaru itnterpretada como relíquia do paleossolo; bm) liâna VN17, em PPL, fácies Fsm com matriz rubificada, interapdreat como superfície de ferruginização ligada aoe poanlível freático, cortada por poros planares de juntas doen tcração e expansão; c) lâmina VN18, em PPL, fá Fcisems , processo de gleização por água subterrânea, migor adçoã ferro ferroso (reduzido) do interior dos agaredgos, para áreas de maior oferta de oxigênio em torno de rsa –íz eMn mais móvel se precipita após o Fe; d) lâm VinNa16 (XPL e PPL), canal intergranular, preenchido por MOA en ,M obliterando cristal de K-feldspato pseudomordfios.a Isto indica um processo de deformação do grão pelo c adnea al tividade biológica, concomitante com neoforãmoa dçe argilominerais – o processo de neoformação parecr es itdo paralisado após o soterramento do mate rial. Estas estruturas obliteram os halos glebulareusr a(f ig57) responsáveis pelo mosqueado e também são obliteradas por superfícies de friceçãpore rsentadas por poros planares muito lisos, revestidos por quasiferrãs com isso testemunha nreddoi satribuição de ferro posterior à formação dos halos de hematita. 125 Figura 57 – a e b) Lâmina VN23, fácies Fm. Apreas ehnatlos de depleção em torno de marcas de raízpeosr oes planares, indicando condições oxidativas no intre rdios agregados pelo gradiente de migração do f ererrdouzido. Segregações sesquioxídicas não apresentam relaoçmão pcoros planares que apenas as obliteram, sendo o fendilhamento posterior à alteração do sedimentPoL ()X. 5.7 ANÁLISE DE ARGILOMINERAIS 5.7.1 Rodovia do Contorno Os picos de maior intensidade estão concentradtores aesn distâncias interlamelares em torno de 15 angstrons, o que indica, ao longo doe ptoerfil, a predominância de argilominerais 2:1, do grupo das esmectitas (montmorilonita proevlmavente), como pode ser visto na tabela 8. O processo de glicolagem propicia a expansão d easrtgeilsominerais, detectada nos difratogramas (figuras 58 e 59) pelo aumento dastsâ ndci ias basais para 17 angstrons entre os planos cristalográficos 001 perpendiculares ao ceriixsotalográfico. 126 Tabela 8 – Análise semiquantitativa de argilomianiest rdos difratogramas das amostras do perfil Road odvoi Contorno. Legenda: K=caulinita; I=Ilita; S=Esmecati;t +++ = predomínio; ++ = media presença; + = pouc a presença; tr = traços; _= não detectado. Amostras K I S VN23 ++ Tr +++ VN18 ++ Tr +++ VN17 ++ Tr +++ VN16 ++ Tr +++ VN05 ++ Tr +++ VN03 ++ + +++ Figura 58 – Difratograma da amostra VN05. Em veard leâ mina guia e, em vermelho, a glicolada. Esmaesc t(itS), caulinitas (K), Ilitas (I), Goethita (Gh) . A caulinita é o segundo argilomineral mais abuned,a pnrtesente em todas as amostras, porém em menores proporções, de acordo com a ea nsáelims i-quantitativa. Os picos de 127 intensidade média comportam-se de certa forma hêonmeoogs desde a base até a porção média do perfil. O segmento superior é marcado por um auom seingtnificativo de intensidade nos picos da caulinita, caracterizados por distância basal d2e5 7an, gstrons no plano cristalográfico 001, com picos secundários a 3,5 angstrons (002). Devidoa ixàa batividade da caulinita, os picos do difratograma não sofrem deslocamento com a gliceomla, gou seja, não existe expansão na estrutura destes filossilicatos. Figura 59 – Difratograma da amostra VN17. Em veard leâ mina guia e, em vermelho, a glicolada. Esmaesc t(itS), caulinitas (K), Ilitas (I), Goethita (Gh) . De acordo com a análise semi-quantitativa, a oilcitoar re em quantidades traço constantes ao longo do perfil, com picos de intensidade bates tahnomogêneos com exceção da base. A ilita caracteriza-se por apresentar distância interlarm emla torno de 10 angstrons no plano cristalográfico 001 e em torno de 5,2 angstronsp lannoo 002, que pode apresentar uma pequena 128 expansão, quando glicolada, para 5,7 angstrons legmum as amostras. O pico do plano cristalográfico 003 pode ser facilmente confundcidoom o plano 010 do quartzo, com distância basal muito semelhante. Os hidróxidos de Fe estão representados em pic ionste dnesidade fraca ou traços ao longo de todo perfil, sendo que a goethita apresentar m reapioresentatividade nas amostras retiradas dos níveis VN16, VN17 e VN18. Os óxidos e hidróxidos Fdee, apesar de não terem sido detectados na maioria dos difratogramas, têm ocorrência abnutned anas lâminas petrográficas. A lepidocrocita aparece com pico de intensidade fnrac amostra VN17, apesar da suspeita de sua ocorrência em outras amostras, de acordo com ainsa lsâ,m juntamente com a hematita que não foi detectada em nenhum difratograma analisado. 5.7.2 Ponte dos Arcos Os difratogramas nas amostras da Ponte dos Arpcoress, eantam padrões de certa forma mais heterogêneos, com predominância de caulionbitrae sa esmectita (tabela 9 e figuras 60 e 61). Tabela 9 – Análise semiquantitativa de argilominaeist rdos difratogramas das amostras do perfil Podnotes Arcos. Legenda: K=caulinita; I=Ilita; S=Esmectita; +++ = predomínio; ++ = media presença; + = pouca presen çtra =; traços; _= não detectado. Amostras K I S P2N15 +++ + + P2N03 +++ + + P2N01 +++ + ++ P1N12 +++ Tr _ P1N09 +++ + ++ P1N01 +++ Tr ++ 129 As menores proporções de 2:1 na Ponte dos Arcoesr ipaomd estar relacionadas aos teores significativos de argilominerais interestratificasd o(figura 60), identificados nas camadas que apresentaram, na descrição de campo, concreçõmesa ndgea nês ou matéria orgânica (figura 61). Esta ocorrência de interestratificados pode ind uicmaar possível interação e neoformação entre esmectitas, Mn (identificados em campo por reaçoãsoit ivpa ao peróxido de hidrogênio) e matéria orgânica em decaimento, favorecento o decréscimlaotiv roe de esmectitas não estratificadas nas amostras analisadas. Figura 60 – Difratograma da amostra P1N09. Em ve ard leâmina guia e, em vermelho, a glicolada. Esmtaesc t(iS), caulinitas (K), ilitas (I), interestratificados ()IS. Figura 61 – Difratograma da amostra P2N03, em ve ard leâmina guia e, em vermelho, a glicolada. Esmtaesc t(iS), caulinitas (K), ilitas (I), lepidocrocita (Lp). 130 Figura 62 – Difratograma da amostra P2N15, em ve ard leâmina guia e, em vermelho, a glicolada. Esmtaesc t(iS), caulinitas (K), ilitas (I), lepidocrocita (Lp). A maior proporção de caulinita em relação às esitmase cstugere condições de drenagem menos restritas quando comparadas à Rodovia doo rCnon. tNo entanto, no topo do perfil, a proporção de caulinita é muito maior (figura 62 )q, uoe indicaria, neste caso, a transição no regime paleo-hidrológico de condições mais satusr,a cdoam níveis freáticos próximo ao topo da zona vadosa na base do perfil, para condições notxeisd aem direção ao topo do perfil. Embora a interferência de processos intempéricos atuaisp noãssoa ser descartada, os teores semelhantes de ilita com relação às camadas subjacentes não pirearm itrelacionar estas alterações ao 131 intemperismo atual, já que este processo tambévmo cparoria a alteração deste argilomineral (ilita) à caulinita provocando uma diminuição na sua prçoãpoo,r o que não é observado nos difratogramas. Ademais, os picos incisivos de cnaitual,i apresentados pelos difratogramas, apontam para uma recristalização deste argiloml innearsa amostras analisadas, indicando a presença de processos diagenéticos de alteraçeãsot rduatu ra cristalina (mesodiagênese inicial) relacionados ao soterramento, portanto inalterpaodro sin temperismo recente. Em comparação à Rodovia do Contorno, os teorelsit ad efo iram maiores. Os hidróxidos de Fe estão representados por fracos picos e tdraeç olespidocrocita e goethita, mesmo que a micromorfologia aponte, inclusive, para teores isfiicgantivos de óxidos (hematita) em algumas camadas principalmente em direção ao topo do ,p neãrfoil detectados nos difratogramas. 132 6 DISCUSSÃO 6.1 AS CORES E OS INDÍCIOS DE PALEOPEDOGÊNESE DOSE PDÓSITOS DA FORMAÇÃO RESENDE Uma das características mais preponderantes doós itdoesp da Formação Resende é a sua cor cinza em matizes esverdeados de saturação rbealaixtada por unanimidade em pesquisas anteriores, inclusive no presente trabalho. Esotaress c referem-se quase sempre aos depósitos arcosianos com estratificação cruzada acanalapdicao, st ídos depósitos de canais fluviais, e aos arenitos lamosos e lamitos arenosos maciços, oterarp rinetados como fluxos gravitacionais ora como planícies de inundaçãco.f .( Ricommini, 1989; Ramos, 1997, 2003; Sanson, 2 0 0 6). Para a reconstrução de paleossolos pelo estudoâ mdien als, a cor dos mais antigos remanescentes, que aparentemente não é afetadpar opcoers sos subsequentes, é a cor mais próxima da original (Pipujol & Buurman, 1994). Apaer sde não ser possível provar que estes matizes cinza-esverdeados típicos representam reas ocoriginais dos sedimentos da Formação Resende, assume-se neste trabalho que este é. o caso Outras cores foram interpretadas como resultadoa ltdeara ção e da redistribuição de constituintes orgânicos e inorgânicos, provocadoars pprocessos paleopedogenéticos, ou seja, processos pedogenéticos instaurados progressivea mee nctoncomitante ao empilhamento de sedimentos da Formação Resende. Estas interpretações foram calcadas principalmneanste e vidências de pedogênese e pelo fato de essas redistribuições estarem confinadaeslg a dos horizontes intercalados a estratos com pouca ou nenhuma precipitação de óxidos/hidróxdideo Fs e e Mn. Processos telodiagenéticos ou 133 de diagênese por soterramenbtuor (ial diagenesi)s alterariam de forma homogênea e similar todos compostos de Fe e Mn, preferencialmente os maniso saores onde se detectam poucas alterações e raras segregações de sesquióxidos. Estes estroautcoos aplterados mais arenosos seriam, ainda, mais propícios a processos freáticos ou hidrogeicoolós gde alteração por possuírem porosidade e condutividade hidráulica maiores. Fernandeet s al. (1992) já assinalavam a ocorrência de icnofósseis na seção-tipo da Formação Resendeit ar easotrs estratos lamosos, que segundo estes autores conferiam um padrão mosqueado às coreisn aolmrigente acinzentadas destes depósitos, atribuídos a ação de artrópodes em supostas pelsa ndíec iinundação. Segundo Pipujol & Buurman (1994), na ausência de alta pressão e temperatcuarraa, cteres formados durante o desenvolvimento pedogenético, com exceção de pdoardoes ie estrutura, tendem a persistir em paleossolos enterrados. Isto é especialmente veeirod apdara segregações de Fe e Mn, essenciais no reconhecimento dos efeitos paleo-hidrológicos. Os estratos mais argilosos, e alguns nem tantos,u epmos estrutura em blocos angulares limitados por complexos planos de rachadurcaras z(e plane,s de Brewer, 1964) revestidos por cutãs manganesíferos (mangãs). A diagênese intceip nieãno comprometeu a preservação destas estruturas, típicas de desenvolvimento pedogen, éftoicromadas por expansão e contração do material, associadas a ácidos húmicos. Apresenatadmrõ eps incompatíveis com os gerados por planos de juntas ou falhas e, portanto, são inetteardpar s como estrutura original do paleossolo. Em campo foi também verificada a ocorrência de hbarse cintraformacionais nos canais que erodem paleossolos situados no topo dos p Eersftisa.s brechas preservam perfeitamente as estruturas de mosqueado e halos de depleção dees draaí zcamada subjacente, ou seja, são brechas de paleossolos. Deve-se, a partir desses presossu,p oasvtançar na discussão dos aspectos mais aprofundados e complexos da alteração destes snetdoism, eque fornecem pistas acerca da evolução paleodeposicional. Sendo assim, com bas eo bnservações de campo e laboratório 134 durante a pesquisa, e com base nos modelos redrofixciomsó fisico-químicos de Pipujol & Buurman (1994), Kraus (1999, 2006) e Richardson e&p rVaskas (2001) desenvolveu-se um modelo simplificado de gleização e pseudogleizapçaãroa os depósitos da Formação Resende (figura 63). No intervalo de oscilação do nívelá ftriceo, frequentemente ocorre sobreposição de processos de gleização e pseudogleização. No oe,n staen pt redominarem processos oxidativos em detrimento de redutores, a matriz do sedimentoo rsnea rtá enriquecida com óxidos e hidróxidos de ferro, devido à precipitação constante destnees rmaiis em razão da presença de oxigênio. Neste caso, a matriz do sedimento alterado, dependen dcor d oariginal do sedimento, irá ser tingida de tons avermelhados, castanhos e alaranjados, peronvtesn idas cores destes óxidos. Os processos de pigmentação em tons avermelhados e amarelad ose ddiomento são conhecidos como rubificação e xantificação respectivamente. 6.1.1 Gleização A gleização por água subterrânea é um processog epneédtoico de alteração do sedimento, sob influência do lençol freático, onde predomincaomn dições redutoras ou anóxicas devido à saturação hídrica. A redução do ferro e do mang, acnaêtsalisada pela presença de matéria orgânica advinda da atividade biológica (faunaí zee rsa), mobiliza estes elementos na solução do sedimento ou do material do solo. Nestas condi çaõpeesn, as os condutos gerados pela ação biológica permitem a entrada de oxigênio, que a caatbraaindo o Fe e o Mn mobilizados da solução, favorecendo a precipitação em torno d essíteioss principalmente de Fe, pois em condições redutoras o manganês é facilmente ldixoiv. iaEste processo produz o mosqueado e variegado de cor alaranjada em fundo cinza esvdeord e(taido como original do sedimento), representado na micromorfologia por nódulos contvoosl ue típicos, que representam separações do plasma favorecidas pela mobilização e preciãpoit adçe hidróxidos de ferro e manganês. 135 Figura 63 – Modelo de mosqueado e segregações irmedóorfxicas para os sedimentos da Formação Resende. 136 6.1.2 Pseudogleização A depleção é causada por processos de pseudogãloe,i zaoçu gleização por água superficial, onde o fundo matricial foi anteriormtee nrubificado devido às condições predominantemente oxidativas. Dessa forma, os sc arnaadiculares tornam-se condutos da água superficial onde prevalecem condições redutoratsa, liscadas pelo consumo microbiano de oxigênio devido à presença de matéria orgânicae. dAu çrão do ferro e manganês provoca a mobilização destes elementos nestes canais e, ddeenpdeon da velocidade do transporte, se precipitam nas adjacências dos condutos, onder taa odfe oxigênio é maior, ou são translocados verticalmente ao longo do perfil. Neste processeo h, osuver quantidade suficiente de oxigênio, pode ocorrer neoformação de hematita, caso coon trsáer i precipitará goethita, lepidocrocita, maghemita ou outro hidróxido de ferro. 6.2 GÊNESE DE LITOFÁCIES E PEDOFÁCIES ASSOCIADAS 6.2.1 Fácies Sh e Sm As fácies Sh (arcósios argilosos com laminaçãoz ohnotrai l incipiente) e Sm (arcósios lamosos a lamitos arcosianos maciços) são carsatcictaesrí dos estratos que compõem a maior parte dos perfis estudados na Ponte dos ArcosR eo dnoav ia do Contorno. A gênese e interpretação completa destas fácimesa dfoars a partir dos mesmos processos podem ser assim sintetizadas: i) rápida deposiçeã ov adriável energia com oscilações entre períodos de relativo abandono quando estes es tpreartomsaneceriam expostos em superfície; ii) ocasionalmente seriam recobertos por camadas dóes itdoesp mais finos, representando o 137 abandono ou fim destes ciclos com menor energia ll(,M 1i996); iii) situados na zona vadosa, ficariam sujeitos às alterações pedogenéticas osroteb ifnfluência de água subterrânea, como soldagem de contatos, obliteração de estruturasim esnetdares primárias e ocasionalmente desenvolvimento dep eds; iv) após o sepultamento, os processos diagênsé dtieco soterramento provocariam o decaimento de MO e acomodação ava,n çpaedrcebida principalmente na porosidade entre os agregados de esmectita e ictaa;u vli)n a cor original do sedimento inalterado estaria satisfatoriamente preservada devido àsi çcõoensd predominantemente hidromórficas de alteração, com fraca alteração de minerais prims ádreiovido à inibição de condições anóxicca.fs. ( Retallack, 2001). A interpretação paleopedogenética para estas fáenciceosntra, de fato, alguns problemas conceituais. Qual o limite de alteração, intempaé roicu pedogenética, estabelecido para que um depósito de sedimento inconsolidado continue secnodnosi derado como um depósito estritamente sedimentar? A partir de que grau de desenvolvim epnetdoogenético este depósito poderá ser chamado de solo? Se considerarmos o correspondente atual para teipsotes sd e ambientes terrestres e solos relacionados, poderiam ser classificados como sfsluovloi s e(ntisols e inceptisols conforme a classificação da FAO) de desenvolvimento incipi,e pnrtoevavelmente de caráter hidromórfico sob influência de água subterrânea, que apresentaumtu ersatsr sedimentares parcialmente preservadas a mal preservadas (Retallack, 2001). Assim, o atos pmecaciço da fácies Sm nos afloramentos estudados apresenta gênese relacionada à altepraaleçãoop edogenética destes depósitos. 6.2.2 Fácies Fl, Fsm e Fm A gênese simplificada das fácies Fl, Fm e Fsm psoedre r esumida em: deposição de sedimentos finos em suspensão, intercalada a psroosc etrsativos em planícies de inundação; e 138 alteração dos sedimentos por processos pedogesn é(mticigoração de raízes e bioturbação por fauna) em diferentes intensidades, típicos de anmtebsie terrestres hidromórficos. Somente após a interpretação dos caracteres reódrofixcioms das seções delgadas foi possível discernir qual o tipo e a intensidade pdroosc essos de alteração que atuariam nos diferentes depósitos sedimentares. Desse jeito ,p ofosisível reconstruir uma sequência de processos que podem situar espacialmente de foramisa pmrecisa o paleoambiente terrestre de cada fácies sedimentar, de acordo com os indícaioss ddiferentes segregações de óxidos e hidróxidos de Fe que acompanham a bioturbação oet uprebdação. A pedofácies I, gleização por água subterrânean tdeen siidade fraca a moderada, está associada predominantemente às fácies Fl e Fsmca ninddoi a influência do lençol freático e a relativa proximidade destes ambientes com os c amnairsginais, principais, ou leques de extravasamento. A fácies Fm associa-se com a pedofácies II, pseleuidzoagção, sobreposta ou não a pedofácies I, sendo interpretada como distal anoasi sc aou situada acima do paleonível freático. As estruturas de segregação redoximórfica são rasdoatesr, onde sofrem alterações diagenéticas, como o decaimento de matéria org â(Rniectaallack, 1991) e acomodação avançada entre os agregados, com possível desenvolvimen tjou ndtaes e fraturas que não obliteraram as estruturas originais dos paleossolos. Sem a m aotérgriâanica e sem a presença de bactérias redutoras, as segregações de ferro estabilizar admev-sideo à ausência das condições fundamentais para a mobilização desses elementos e constit u(iPnitpeusjol & Buurman, 1994; Richardson & Vepraskas, 2001). Foram preservadas desde entã oc, erdtae forma imunes a processos telodiagenéticos ou hidrogeológicos, condizenteq uaeo Retallack (1991) comenta referente à preservação de segregações redoximórficas. 139 A ocorrência da pedofácies II é indicadora do rxeabmaiento do paleonível freático. Sugere-se que, pelo desenvolvimento e caractearsí stpicaleopedogenéticas acentuadas, a pedofácies II esteja associada a um controle alilcooc.í cA pedofácies I, de menor expressão paleopedogenética, é mais freqüente, formada ponrt rocleo da prória dinâmica fluvial, autocíclico, onde se associa às quebras dos cdiec logsra nodecrescência ascendente. Supõe-se nesse trabalho que a pedofácies II delvseun-vsoe sobre terraços de acumulação, governados pela queda do nível de base e inciusãvioa lf lprovocados por causas climáticas ou tectônicas. A pedofácies I desenvolveu-se sobred eopsó sitos de planícies de inundação mais proximais aos canais fluviais, em áreas encharc ea dmaasis suscetíveis à influência do paleonível freático. Quanto à classificação destes paleossolos, podsee-psea rar em: “paleogleissolos”, englobando as camadas VN16 (horizonte C), VN17i z(ohnotre Bg) e VN18 (horizonte A?) na Rodovia do Contorno e as lâminas P1N09 (horizon),t eP B2N01 (horizonte Bg), na Ponte dos Arcos. As lâminas VN23, P2N13 (horizonte Bt2), P25N (1horizonte Bt1), P2N17 (horizonte A) apresentam características muito semelhantes eao “vpearltissolos” de planícies aluviais. O tempo para a formação de vertissolos sobre sedimentosn sinoclidados ricos em argila é relativamente curto, na ordem de centenas a poucos milhares dose, adnependendo do regime hídrico (Retallack, 2001). Nos gleissolos atuais, podem vseerirficados que são solos mais jovens, geralmente formados em pouco tempo (dezenas an caesn dtee anos), adjacentes e sujeitos à dinâmica sedimentar das planícies de inundaçãoe.b Reemc constante renovação de argilominerais por carga em suspensão de extravazamentos de mcaanragisnais. 140 6.3 ARGILOMINERAIS DA FORMAÇÃO RESENDE Discussões acerca da origem detrítica ou autig êdnoicsa argilominerais devem levar em conta aspectos micromorfológicos. Considera-se,o c opmressuposto, que ao menos parte dos argilominerais tem origem autigênica, de acordo caosm evidências micromorfológicas e pelos difratogramas. Riccomini et al. (1996) cita que as esmectitas diagenéticas crems ceinrtaimamente associadas aos níveis de calcrete ou aos carb odniasstoesminados na matriz dos sedimentos das formações Resende e Tremembé. Estes autores vrianmcu la origem destas esmectitas autigênicas à liberação da sílica pelo ataque fsicuipael rde grãos de quartzo por águas carbonatadas, reagindo com a esmectita detríticfao rme ando arranjo neoformado (“pé-de alface”), com posterior precipitação de calcitas tcarlina intersticial. De outra forma, devido à ausência de carbonatos inntoesrvalos dos afloramentos estudados, deve-se buscar outra hipótese. A neaoçfoãrom desses argilominerais 2:1, como esmectitas, deve representar condições de drenaregsetmrit a e, como não foram detectados carbonatos em nenhuma das amostras, com pluvioes irdealadtivamente alta ou sazonal. A caulinita em teores próximos (Ponte dos Arcos) uobuo rsdinada à esmectita (Rodovia do Contorno) reforça as condições predominantementutera sda s, impedindo a lixiviação excessiva de sílica durante a intemperização dos mineramisá prrioi s oriundos dos depósitos sedimentares, o que permitiria o processo de bissialitização. Emre çdãio ao topo perfil Ponte dos Arcos, é observado um aumento significativo dos teores duelin cita nas amostras, indicando que durante a deposição existiu uma transição das condiçõedsr ednea gem restrita, na base, para um pouco mais efetiva nas camadas suprajacentes. Na Rodo vCiao ntorno este processo parece ter sido abrupto, pois os argilominerais, predominantemednote grupo das esmectitas, alteraram-se 141 diretamente a óxidos de ferro, observado pelasc tcearírsaticas redoximórficas da lâmina VN23, submetida a processos de pseudogleização. As áreas elevadas do complexo metamórfico no eon todrans bacias devem ter uma contribuição restrita ao fornecimento de argilomrainise 2:1. Nestes locais, onde os mantos de intemperismo tendem a serem espessos, os perfaislt edrea ção desenvolvem-se sobre rochas metamórficas de relevo acidentado sem restriçãdor ednea gem, que permite a perda de sílica por lixiviação num clima relativamente úmido, favoredcoe na predominância de argilominerais 1:1, como a caulinita, em conjunto a óxidos e hidróx ideo sferro e alumínio (McKinleye t al., 2003). Em terrenos mal drenados, por sua vez, a lixivi aéç ãreostrita e devido a isto a perda de sílica é muito menor, permitindo processos de bissialitioza eç ãneoformação de argilominerais 2:1. Estes terrenos são coincidentemente os segmentos de dmeapiosr ição e maior potencial de preservação dos sedimentos de uma determinada bacia. Sugere-se que a proveniência das esmectitas daa çFãoorm Resende, além da origem detrítica a partir de mantos de intemperismo, ae stteajmbém relacionada a processos eodiagenéticos, ou seja, argilominerais neoform ando s interior da bacia em condições hidromórficas, submetidos ou não ao retrabalham ceanutosado pela dinâmica fluvial intrínseca destes sistemas ou por causas tectônicas e claims,á rteicdepositados ou redistribuídos em outras regiões ao longo da bacia, próximos ou não de rseuaa f oánte. Os dois afloramentos analisados apresentam umao mpirneâdncia de hidróxidos de Fe (goethita e lepidocrocita) nas camadas da basere (srenptados nos difratogramas), com tendência a diminuição de hidróxidos em detrimento de óxi dcosm, o hematita, em direção ao topo dos dois perfis (detectados nas lâminas petrográficas). oAfo nrme ação de goethita também é indicativa de processos de alteração subaérea de minerais porsim oáuri neoformados, sob condições de hidromorfismo ou saturação hídrica. A lepidocro,c pitoar sua vez, indica condições hidromórficas 142 na alteração como a goethita, porém fornece am inafçoãro de que o ambiente de deposição tinha um pH ácido devido a sua ocorrência estar resat reitsat as condições. Estas observações reforçam o caráter hidromórfico na alteração eodiagenéteicsate ds sedimentos, contribuindo positivamente para a hipótese da neoformação dos argilomine:r1a inso 2s depósitos da Formação Resende. As diferenças nos teores de ilita suscitam alguhmipaóst eses acerca de sua gênese e interação com outros argilominerais. As amostra sP odnate dos Arcos apresentaram maiores teores de ilita quando comparadas às amostras dao viRao do Contorno. Uma alternativa indicaria uma possível interação das maiores pçroõpeosr de ilita favorecendo uma associação com as esmectitas (em conjunto ao Mn e matérian oicrag)â na neoformação de argilominerais interestratificados observados na Ponte dos Arcos. Outra hipótese, relacionaria as maiores proporçdõee sil ita na Ponte dos Arcos como indicativo de processos diagenéticos mais inte npseolas ,transformação de esmectitas em ilitas, na substituição de sítios interlamelares hidratadors í opnos de potássio. Porém as proporções de ilita são pequenas, permitindo a interpretação que deespteós itos sofreram fraca diagênese (Retallack, 1983). No perfil da Ponte dos Arcos foi observada uma atrma onso topo (P2N13) com proporções de caulinita muito superiores aos dee cetsitmas, o que sugere condições propícias para a neoformação de argilominerais 1:1 e também ar ipar óaplteração das esmectitas em caulinita, óxidos e hidróxidos de Fe. O fato de não terem seindcoontrados níveis carbonáticos e as proporções de esmectita associada à caulinita,c iparilnmente nos níveis relacionados às pedofácies, sugerem clima úmido, ou ao menos sla, znoonsa intervalos abordados neste estudo. Esta observação não descarta a variação paleoiclaim eá, tportanto, a possibilidade da ocorrência de registro de clima árido (calcretes, por exem epmlo) outros intervalos de deposição ou outras áreas estudadas por outros autores (Riccomini,; 1R9a8m9os, 1997). 143 6.4 MODELO PALEODEPOSICIONAL A partir da análise arquitetural dos dois afloratmose,n foi possível identificar os elementos que compõem a planície de inundação nos depósait oFso rdmação Resende. Estes dados foram associados com a ocorrência de pedofácies, parroap oas pição do modelo deposicional. O bloco diagrama (figura 64) ilustra a hipótese fodram ação de terraços que seriam afetados por profunda pseudogleização (pedofácI)ie, sf oIrmados pela incisão fluvial por controles alocíclicos (climáticos/tectônicos). Náaresa s não mais sujeitas a inundações episódicas, o sedimento era alterado e submetido a diversolso s cidce encharcamento e ressecação, transformando-se num solo com características esxivpaasn devido à textura argilosa e a composição dos argilominerais neoformados. A formação de terraços fluviais é controlada penlcai sião (degradação), definida por Schumm (2005) como o rebaixamento do leito flupvioarl erosão. Ao contrário de representar um nível de escavação local, Schumm (2005) consid efroar maação de terraços como um ajuste fluvial em larga escala, governado por controletse renxos, tais como: geológicos, soerguimento, subsidência, falhamento, basculamento de bloclaotse ra( l tilt); geomórficos, capturas de drenagem, queda no nível de base, abandono de rmose,a nadvulsão, migração lateral, movimentos de massa, erosão por água subterrâ cnleima;á eticos. Estes paleossolos maduros são equivalentes ao qiaulel (M1996) classifica como superfícies de 5ª a 6ª ordem, relacionadas a psrosc egseomórficos de longa duração, como avulsão de canais (31-0104a) e resposta ao pulso de uma falha ativa4- 1(1050a), respectivamente. Portanto, na formação da pedofácies II, é de ser aers pum controle alocíclico como alterações climáticas ou atividades tectônicas. 144 A pedofácies I se relaciona aos solos imaturos diaell M(1996) associada à migração de canais e inundações seculares2 -(103a), eventos ligados naturalmente a processos acluictocsí inerentes ao sistema deposicional. A respeito do bloco diagrama da figura 65, busceo ui-nsspiração nos modelos desenvolvidos por Meleot al. (1985), Riccomini (1989), Ramos (1997) , Ramos0 3(2) 0e Sanson (2006)et al. (2008), com base em informações coletadas nas bdaucaiass por estes autores. É proposto, por esse modelo, o desenvolvimento dneíc pielas de inundação extensas adjacentes aos sistemas fluviais entrelaçados axiais, conforme thBaemn et al. (1994). Miall (1996), também definiu um estilo fluvial semelhante, caracteriz apdoor um sistema fluvial entrelaçado com margens estáveis. 145 Figura 64 – Bloco diagrama do modelo fluvial e poapledológico para a Formação Resende. Figura 65 – Modelo deposicional da Formação Rese nnad beacia de Resende. 7. CONCLUSÃO Com base na abordagem paleopedológica utilizadata npeessquisa dos depósitos da Formação Resende, pôde-se concluir que: 1) a análise paleopedológica permitiu a caractçeãrioz ade paleossolos aluviais associados aos depósitos sedimentares da Formação Resende; 2) estes paleossolos encontram-se associados pparlimnceinte aos elementos de planícies de inundação; 3) o aspecto maciço dos arenitos lamosos devea-lster aàç ão paleopedogenética incipiente a qual estes depósitos de fluxos hidrodinâmicos trativraoms e submetidos; 4) os paleossolos encontrados relacionam-se ae ndtiefesr processos paleopedogenéicos, que devem refletir controles deposicionais distintos; 5) a esses processos paleopedogenéticos, deven-esoef oar mação e variação da proporção de argilominerais ao longo dos perfis, que sugeremc ulima úmido nos intervalos de deposição estudados; 6) os paleossolos menos desenvolvidos representaemrv ailos relativamente curtos entre eventos deposicionais, relacionados a controles autocísc,l iocuo seja, inerentes ao próprio sistema fluvial; 148 7) os paleossolos mais desenvolvidos representamio rems a intervalos de quiescência deposicional, devendo ser relacionados a contarololecsíc licos, como climáticos ou tectônicos; 8) com base nessas informações, a abordagem pdaolelóogpieca foi utilizada na elaboração de modelos paleodeposicionais. 149 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ALMEIDA, F.F.M. 1976. The system of continentalt sri fbordering the Santos Basin, Brazil. Anais da Academia Brasileira de Ciências, Rio de Jnaeiro, 48:15-26. AMADOR, E.S. 1975. Estratigrafia e sedimentaçãoB naac ia de Resende - RAJ.n ais da Academia Brasileira de Ciência s(Suplemento), 47:181-223. AMADOR, E. S. & CASTRO, M.I.B. 1976. Depósitos neoncozóicos da Bacia de Volta Redonda, RJ. In: SBG, Congresso Brasileiro de Ggeiao,l o29, Ouro Preto, 1976A. nais Congresso Brasileiro de Geologia,: 1307-327. BEARD, D. C, AND P. K. WEYL, 1973, Influence of tteuxre on porosity and permeability of unconsolidated sandA.m erican Association of Petroleum Geologists (AAPG B) ulletin, 57: 349-369. BENTHAM, P.A.; TALLING, P.J. & DOUGLAS, W.B. 1993B. raided stream and flood- plain deposition in a rapidly aggrading basin: Ethsec anilla formation, Spanish PyreneIens: . BEST, J.L. & BRISTOL, C.S. (eds).B raided Rivers. Geological Society Special Publication, 75:177-194. BORGHI, L. 2000. Visão geral da análise de fácieds imsentares do ponto de vista da arquitetura deposicionalB. oletim do Museu Nacional. Nova Série Geologia. R iode Janeiro, 53: 26 p. BREWER, R. 1964F. abric and mineral analysis of soils. New York, NY: Krieger, 482 p . BULLOCK, P.; FEDOROFF, N.; JONGERIUS, A.; STOOPS.;, TGURSINA, T. & BABEL, U. 1985.H andbook for soil thin section description. Albrington: Waine Research, 152p. DUCHAUFOUR, P. 1982P. edology. Allen and Unwin, London, 448 p. FERNANDES, A.C.S.; BORGHI, L.F. & CARVALHO, I.S. 1992. Icnofósseis de artrópodes na Formação Resende (Bacia de Resende. ,A RnaJ)is da Academia Brasileira de Ciência,s 63(1): 96-97. 150 FOLK, R.L. 1974. Petrology of sedimentary rocks. Austin, Texas, Hemphill Publishing, 184 p. HAMER, J.M.M.; SHELDON, N.D.; NICHOLS, G.J. & COLLNISON, M.M. 2007. Late Oligocene-Early Miocene paleosols of distal flu viaslystems, Ebro Basin, Spain. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecolo g2y47: 220-235. HEILBRON, M.; VALERIANO, M.C.; VALLADARES, S.C. & MACHADO, N. 1995. A orogênese Brasiliana no segmento central da Faiibxeai rRa, Brasil. Revista Brasileira de Geociências, 2 5(4): 249–266. JEFFRIES, C. D. & JACKSON. M. L. 1949. Mineralogli caanalysis of soilsS. oil Science ,68: 57-73. JENNY, H. 1941. Factors of Soi lFormation. McGraw-Hill, New York. 281 p. KRASILNIKOV, P. & CALDERON, NEG. 2006. A WRB-basedb uried paleosol classification.Q uaternary International, 156-157:176-188. KRAUS, M.J. 1999. Paleosols in clastic sedimenrtaorcyk s: their geologic applicationEs:a rth Science Review s47: 41-70. KRAUS, M.J. & HASIOTIS, S.T. 2006. Significance odfi fferent modes of rhizolith preservation to interpret paleoenvironmental anlde ophaydrologic settings: examples from paleogene paleosols, Bighorn Basin, Wyoming, UJSoAu.r nal of Sedimentary Research 7:6 633-646. KRUMBEIM, W. C. & PETTIJOHN, F.J. 1938M. anual of Sedimentary Petrography. New York, Appletown Center. 549 p. KRUMBEIN, W. C. & SLOSS, L. L. 1963S. tratigraphy and Sedimentation. 2nd edition, Freeman, San Francisco. 550 p. KUBIENA, W. L. 1938. Micropedology. Collegiate Press, Inv. Ames, Iowa. 242 p. KUHN, A.; STUWE, K. & TROUW, R.A. J. 2004. Metamohripc Evolution of the Ribeira Belt: Evidence from Outcrops in the Rio de JaneAireoa , Brazil. Journal of Petrology, 43 (11): 2303-2323. 151 MARSHALL & JEFFRIES, C. D. 1945. Mineralogical meotdhs in soil research. Part 1. The correlation of soil types and parent materials,h wsiut pplementary information on weathering processesS. oil Science Society of Amostral Proceedings, :1 3097-405. McCARTHY, P.J.; MARTINI, I.P. & LECKIE, D.A. 1999.P edogenic and diagenetic influences on compound void coating formation inw Leor Cretaceous paleosols from the Mill Creek Formation, southwestern Alberta, CanaGdeao.d erma 87: 209-237. McCARTHY, P.J. & PLINT, A.G. 2003. Spatial variaibtyil of palaeosols across Cretaceous interfluves in the Dunvegan Formation, NE Britisho luCmbia, Canada: palaeohydrological, palaeogeomorphological and stratigraphic implicnast.io Sedimentology, 50: 1187-1220. MCKINLEY J. M.; WORDEN, R. H. & RUFFELL, A. H. 200.3 Smectite in sandstones: a review of the controls on occurrence and behavdiouurirn g diagenesisI.n : WORDEN, R. H. & MORGAN, S, (eds).C lay mineral cement in sandstones.I nternational Association of Sedimentologists, p. 109-128. MELO, M. S.; RICCOMINI, C.; HASUI, Y.; ALMEIDA, F.F . M. de & COIMBRA, A. A. M. 1985. Geologia e evolução do sistema de baacifarosg tênicas continentais do Sudeste do Brasil. Revista Brasileira de Geociência s1,5: 193-201. MIALL, A.D. 1985. Architectural elements analysais :n ew method on facies analysis apllied to fluvial depositsE. arth Science Reviews, 2(24):261-308. MIALL , A. D. 1996. The Geology of Fluvial Deposits. Sedimentary Facies, Bsian Analysis, and Petroleum Geolog.y Springer Verlag, 582 p. MUNSELL COLOR COMPANY, INC. 1991M. unsell Rock Color Charts. Baltimore, MD (Munsell). NETTLETON, W.; OLSON, C. & WYSOCKI, D. 2000. Paleool sclassification: Problem and solutions.C atena, 41:61-92. NORTH AMERICAN COMMISSION ON STRATIGRAPHIC NOMENCLATURE. 2005. NORTH AMERICAN STRATIGRAPHIC CODE . AAPG Bulletin, 89 (11): 1547–1591. PARFENOFF, A.; POMEROL, C. & TOURENQ, J. 197L0e.s mineraux en grains, 578p. 152 PEREIRA, R. M.; ÁVILA, C. A. & LIMA, P. R. A. S. 205. Minerais em grãos: técnicas de coleta, preparação e identificaçã.o São Paulo: Oficina de Textos, 128 p. PIPUJOL, M.D. & BUURMAN, P. 1994. The distinctione tbween ground-water gley and surface-water gley phenomena in Tertiary paleoosfo ltsh e Ebro Basin, Catalonia NE Spain. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecolog1y1,0 (1-2): 103-113. PIPUJOL, M.D. & BUURMAN, P. 1998. Clay Illuviatioann d Mechanical Clay Infiltration - Is there a Difference?Q. uaternary International; 51/52, p. 66-69. PROCHNOW, S.; NORDT, L.; ATCHLEY, S.; & HUDEC, M.0 206. Multi-proxy paleosol evidence for middle and late Triassic climate trse nind eastern UtahP. alaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecolog y2,32: 53-72. RAMOS, R.R.C. 1997.E stratigrafia da Sucessão Sedimentar Terciária da aBcia de Resende, entre Resende e Quatis (RJ), com Ênfase Cnaracterização das Litofácies, Ciclicidade ePaleocorrente.s Dissertação de Mestrado, Departamento de Geo, lIongsitaituto de Geociências, Universidade Federal do Rio dei rJoa, n208 p. RAMOS, R.R.C. 2003S. istemas Aluviais Terciários da Bacia de Resendes, tEado do Rio de Janeiro, Brasil: Análise de Fácies e Revisão Erasttigráfica . Tese de Doutorado. Programa de Pós-Graduação em Geologia. Univers Fideaddeeral do Rio de Janeiro, 221 p. RETALLACK, G.J. 1983. A palopedological approach tthoe interpretation of terrestrial sedimentary rocks: the mid-Tertiary fossil soils Boafdlands National Park, South Dakota. Geological Society of America Bulletin ,94: 823-840. RETALLACK, G.J. 1986. Fossil soils as grounds fonrt eirpreting long term controls on ancient riversJ: ournal of Sedimentary Petrology ,56: 1-18. RETALLACK, G.J. & WRIGHT, V.P. 1990. Micromorpholoyg of lithified paleosols. In, Douglas, L.A. (editor),S oil micromorphology: a basic and applied scienc. eElsevier, Amsterdam, p. 641-652. RETALLACK, G.J. 1991. Untangling the effects boufr ial alteration and ancient soil formation.A nnual Review of Earth and Planetary Sciences, 1: 9183-206. RETALLACK, G.J. 2001,S oils of the Pas.t 2ª ed. New York, Blackwell Science, 404 p. 153 RICCOMINI, C. 1989. O Rift Continental do Sudeste do Bras.il Tese de Doutorado. Instituto de Geociências. Universidade de São P, a2u5l6o p. RICCOMINI, C.; SANT´ANNA, L.G. & FERRARI, A.L. 200.4 Evolução geológica do Rift Continental do Sudeste do BrasInil:. MANTESSO-NETO, V.; BARTORELLI, A.; DAL RÉ CARNEIRO, C. & BRITO NEVES, B.B.(orgs.G) eologia do Continente Sul-Americano – Evolução da Obra de Fernando Flávio Marques de Almidea. Beca, 383-405 p. RICCOMINI, C.; MELO, M.S.; CARNEIRO, C.D.R.; ALMEIDA, F.F.M.; MIOTO, J.A. & HASUI, Y. 1983. Sobre a ocorrência de um derram ea ndkearamito na Bacia de Volta Redonda (RJ) e sua importância na datação dass btacfrioagênicas continentais do sudeste brasileiro. In: Simpósio Regional de Geologia, 4, Rio de Jan e1ir9o9,3. SBG, Boletim de Resumos ,1:23-24. RICCOMINI, C.; MELO, M.S. & COUTINHO, J.M.V. 1991L. ate cretaceous-early terciary metabasic magmatism in the western part of the sotfa Rt io de Janeiro, BraziBl. oletim do Instituto de Geociências. IG-USP, Publicação Espeacl,i 10:77-84. RICCOMINI, C. & COIMBRA, Armando Márcio; SANTANNA, L. G. et al. 1996. Argilominerais do paleolago Tremembé e sistemaso sdiceiponais relacionados (Paleógeno, Rift Continental do Sudeste do BrasRil)e. vista Brasileira de Geociência s26: 167-180. RICHARDSON, J.L.; VEPRASKAS M.J. 2001W. etland Soils: Genesis, Hydrology, Landscapes, and classificatio.n Boca Raton: CRC Press, 417 p. ROSENDAHL, B.R. 1987. Architecture of continentaiflt sr with special reference to East Africa. Annual Revision of Earth Planet Science Letters 1,5:445-503. SABAOU, N.; LAWTON, D.E.; TURNER, P. & PILLING, D .2005. Floodplain deposits and soil classification assisting with the predoinct iof channel sand distribution within the Triassic Argilo-Greseux Inferieur (TAG-I), of the eBrkine basin, Algeria.J ournal of Petroleum Geology 28: 3-20. SANSON, M.S.R. 2006.S istemas Deposicionais Aluviais e Tectônica RúptCile nozóica da Região de Volta Redonda (RJ) - Rift Continental doS udeste do Brasi.l Dissertação de Mestrado. Programa de Pós-Graduação em Geologiivae. rUsindade Federal do Rio de Janeiro, 142 p. SANTOS, P. S. 1975T. ecnologia de Argilas. Editora Edgard Blücher Ltda e Editora da Universidade de São Paulo, 340. p. 154 SELLEY, R.C. 1968. Facies profiles and other newt hmodes of graphic data presentation: application in a quantitative study of Lybian Taeryti shorelines depositsJ.o urnal of Sedimentary Petrology ,38 (2): 363-372. SCHUMM, S.A. 1981. Evolution and response of thuev ifal l system: sedimentologic implications.S ociety of Economic Paleontologists and Mineralogtiss, Special Publication. 31: 19-29. SCHUMM, S.A. 1993. River response to baselevel gchea: nImplications for sequence stratigraphy.J ournal of Geology, 101: 279-294. SCHUMM, S. A. 2005.R iver Variability and Complexity . Cambridge University Press, Cambridge, UK, 234 p. STOOPS, G. & JONGERIUS, A. 1975. Proposal for ar ommicorphological classification of soil materials. I. A Classification of related driibsut tion of coarse and fine particles. Geoderma, 13:189-200. TERRY, D. O., JR. 2001. Paleopedology of the Chna dFroormation of northwestern Nebraska: implications for paleoclimatic in the Ntho rAmerican mid-continent across the Eocene-Oligocene boundarPy.a laeogeography Palaeoclimatology Palaeoecolo g1y6,8: 1- 39. THOREZ, J. 1976P. ractical identification of clay minerals: a handbook for teachers and students in clay mineralogy. G. Lelotte, Belgique, 90 p. TROUW, R. A. J.; RIBEIRO, A.; PACIULLO, F. V. P. &H EILBRON, M. L. 2000. Inteference between the Neoproterozoic Brasília an dRibeira Belts, with special emphasis on high pressure granulite. sIn: 31st International Geological Congress. Rio de Janeiro.1 : 45. VALLONI, R. & ZUFFA, G. G. 1984. Provenance chan gfeosr arenaceous formations of northern Apennines, ItalyG. eological Society of America Bulletin, 9,5 1035-1039. WANAS, H. A. & ABU EL-HASSAN, M. M. 2006. Paleoso losf the Upper Cretaceous- Lower Tertiary Maghra El-Bahari Formation in ther tnhoeastern portion of the Eastern Desert, Egypt:Their recognition and geological significa.n Scedimentary Geology ,183: 243-259. 155 WENTWORTH, C. K. 1922. A scale of grade and claesrsm ts for clastic sedimentJso. urnal of Geology, 30:377–392. ZALÁN, P.V. & OLIVEIRA, J.A.B. 2005. Origem e evoçluão estrutural do Sistema de Riftes Cenozóicos do Sudeste do Bra Bsiol.letim de Geociências da Petrobrá s1,3 (2): 269-300. 156 APÊNDICE A – Ficha de descrição micromorfológica 157 Frente 158 Verso 159 APÊNDICE B – Descrição petrográfica e micromorfológica 160 P1N1 Fácies sedimentar: Fsm (pelito maciço) Pedofácies: Pg (paleossolo gley) Petrografia Esta lâmina na base do perfil apresenta textutriaca s aílrgilo-arenosa, muito mal selecionada, com grãos subesféricos a alongados, subangulaornedsu ela dos. A trama da lâmina apresenta contato entre grãos tangencial a pontual, com p polraonsares, canais e de empacotamento complexo, com seleção ruim. As estruturas mais rovabdseas são os nódulos sesquioxídicos, canais preenchidos por argila iluvial (cutãs), moaicgrregados de matéria orgânica amorfa (MOA) e manganês (Mn), pápulas, pedotúbulos e h daelo dsepleção por hidromorfismo. Os poros planares delimitam agregados com estrutu rfaraçcãao a moderada. A fração areia perfaz 22,4% da área observada,e srenptrado principalmente por quartzo monocristalino cristais subeuédricos a raicnoésd, subangulares a angulares, ondulados com extinção reta, predominando a fração silte, cqoumartzo policristalino em baixa proporção. A microclina, ortoclásio micropertíticeo plagioclásio apresentam cristais subprismáticos de baixa esfericidade, com alter avaçãrioável a argilominerais ou diretamente a óxidos de ferro. A moscovita é observada com rm parioporção na fração silte, orientada aleatoriamente ou em contato alongado com outriostsa icsr maiores. Presença de traços de biotita na fração silte. Outros componentes obsdeorsv aforam os opacos, traços de turmalina, zircão e litoclastos. A fração fina é composta por silte fino e argilap uimra tingida por hidróxidos de ferro, goethita ou lepidocrocita, somando 42% da lâmineap.a Srações de plasma são comuns com orientação dos argilominerais (anisotropia) em ot ordne estruturas pedogenéticas. A 161 cimentação pode ser observada nos pedocaracteróeds.u loNs férricos abundantes, apresentando trama diferente da matriz circund aOnst em. icroagregados de MOA e Mn estão sempre relacionados às zonas de precipitação dteh itgao, ecom pápulas indicando o retrabalhamento pontual de cutãs (ferriargilãs)a. nQtou à gênese deve ser classificada como ortomatriz, um tipo de matriz que consiste em a rdgeiltrítica recristalizada. Indícios de compactação pelo grau de acomodaçã oa gdroesgados e entre os grãos do esqueleto demonstra processo diagenético inicoiadl.ia Egênese observada na maior parte da lâmina por ação de raízes e fauna que causaramra çaãlote do sedimento anterior ao sepultamento. Micromorfologia Apresenta estrutura heterogênea, maior parte a pceodmal algumas regiões com agregação fraca, microagregados de MOA e Mn, co rf udnedo cinza com mosqueado castanho-alaranjado. A orientação ocorre localm ceonntecêntrica, com orientação moderada do plasma e padrão básico de distribuição agru poanddoe, os indivíduos concentram-se em grupos. A distribuição c/f é gefúrica, onde os gs rãsoão ligados por pontes de plasma, a porfírica simples, onde os grãos encontram-se iomse nros plasma. Os poros representaram 15,3% na contagem de p oanptoress,entam-se em vazios, canais, cavidades e poros planares de tamanhod ov,a rmiaaiores com 1 mm e a maior parte menor que 100 micra. Alguns poros planares de thaom manaior em poucas regiões da lâmina. Os componentes minerais do esqueleto são: quarmtziocr, oclina, ortoclásio, plagioclásio, moscovita, turmalina, zircão, litosctloas e opacos. Argilominerais e hidróxidos de ferro compõem os finos. Os componentes orgâ nsicãos MOA e Mn associados e 162 microagregados, concentrados principalmente naiõs erse gdos pedotúbulos ou próximas aos canais, na forma de pequenas pontuações. O fundo matricial apresenta uma trama complexari,a edsat a salpicada, esquelssépica (granoestriada), vossépica (poroestriada) e mocsas;é peim algumas zonas silassépica. Os pedocarateres somaram 20,3% da seção micromorcfao.ló gi Os principais caracteres texturais são os revenstoims e microlaminados a indiferenciados de argila impura misturada a hiiddroósx de ferro, com orientação fraca a moderada, na forma de ferriargilãs e neoferrãs .o Sbãsoervados na lâmina zonas de depleção de ferro, indicando a sobreposição em algumas zodnea sprocessos de gleização e pseudogleização. Os caracteres criptocristalinaoms oer fos apontam para nódulos convolutos (ou mosqueado) e nódulos típicos sob forma esatrsu tiumrpregnativas com limites difusos de composição sesquioxídica. Os pedotúbulos apresentam tamanhos de até 2mm pdees suersa, preenchidos por minerais de maiores classes granulométricas, cotam parol porção de minerais primários facilmente intemperizáveis. O contato entre os sg rnãoo interior do pedotúbulo é alongado, tangencial e côncavo-convexo, com pouco plasma rea lmgente acompanhado de microagregados de MOA-Mn de até 10 micra. A disutirçiãbo c/f é mônica, com poros de empacotamento simples, limites nítidos bem defisn,i dcoom orientação ocasionalmente concêntrica dos meniscos de icnofóssies faunís. t icos P1N6 Fácies sedimentar: Sh (arenitos lamosos com laminãaoç horizontal incipiente) Pedofácies: não definida Petrografia 163 A textura geral da lâmina é areno-argilosa predoamndino areia fina e muito fina, com seleção ruim, grãos com forma subesférica, subadloan gou prismática, ondulados, angulares a subarredondados. A trama apresenta contato tcainalg eonu alongado entre os grãos, poros em canais, simples ou de empacotamento simples ,p cooromsidade intergranular acentuada. As principais estruturas observadas são bandaso rsizuobnhtais de areia muito fina alternadas com silte representando vestígios de laminaçãoz ohnotrai l, e um contato erosivo nítido com a camada superior, com grãos bem maiores cortandoo po tda lâmina (foto). O pseudomorfismo é freqüente com caulinização des pfealtdos e filmes de argila micácea revestindo a maioria dos grãos do arcabouço. Mgicrerogaados de MOA e Mn encontram-se dispersos na extensão da lâmina. Os principais componentes minerais do arcabouçeo ,s qoumam 56,4% da lâmina, são representados por cristais subeudrais a anedr aqiusa drtezo, sendo o quartzo monocristalino de extinção reta mais abundante com variedades psotaliclinrias de extinção ondulante ou em forma de litoclastos menos freqüentes. A microc alinparesenta-se quase sempre em cristais menores e um pouco mais esféricos, enquanto pláasgio ce ortoclásio ocorrem em cristais maiores e quase sempre prismáticos e subanguclaormes a, lteração pelicular ou bandada. A quantidade de feldspatos nesta lâmina situa a aram noos tcampo dos arcósios. A moscovita é abundante na fração silte e areia muito fina oaridean tou em contato alongado com cristais maiores. Litoclastos estão representados por icsr isctoampostos na maioria das vezes por moscovita e quartzo monocristalino, também obseorsv aodpacos e traços de turmalina, anfibólios e piroxênios. A argila iluvial representa quase toda a matrize orvbasda na lâmina, cerca de 31,3%, de composição pura e cor transparente, revestinsd og rãoos do arcabouço (argilãs) com anisotropia moderada em torno das paredes dosa isc.r isEtxibem cores de interferência, sob 164 luz polarizada cruzada, em cores do amarelo aoe tvai odle 1ª ordem. Desse modo trata-se de uma epimatriz, composta por argilominerais de cosmiçpão heterogênea. Este material fino ocupou os espaços intersticiais por iluviação, esquubesnte à deposição dos grãos de areia. A cimentação por óxidos e hidróxidos de Fe é ponotu aral ra. A eodiagênese é incipiente, representada pelo opmseourdfismo de componentes minerais como microclina e plagioclásio com altãeora çlinear de cristais maiores de moscovita e iluviação de argila. A moscovita oraiednat em torno dos cristais maiores sugere um grau de acomodação avançado, provavelmenteta rdeos udle diagênese inicial. Micromorfologia A microestrutura da lâmina é homogênea, apedal rcaormos canais de iluviação. Estrutura maciça a bandada com dominância alte rdnea dareia fina, muito fina e silte. A orientação apresenta-se concentrada em alguns nsteogsm ineclinados próximos a 45º, onde os eixos mais longos dos cristais tendem a se acom. oOd apradrão básico de distribuição é aleatório ou bandado, com distribuição c/f gefú raic eanáulica, com grãos esqueletais unidos por pontes de plasma e silte ou com microagregaednotrse grãos clasto suportados. Microagregados de até 10 micra são encontradotso dpao ra lâmina. A porosidade é representada por 10% da área obdsae, rvaapresenta poros de empacotamento composto e complexos. Canais e cdaevsi dmaenos freqüentes. É comum o revestimento dos poros por MOA e Mn, assim comoc oar roência de sobreposição de caracteres pedogenéticos no interior dos poros. O esqueleto é representado pelos componentes mis inqeuraartzo mono e policristalino, microclina (com alteração pontual), plagioclásior,t ocolásio micropertítico, hornblenda, moscovita (fração silte), opacos e litoclastos. Ao scmovita apresenta duas orientações 165 principais a 45º da normal à orientação vertica l lâdmaina. Os finos são basicamente argilominerais puros. Os microagregados e impreõgensa çem torno de poros e grãos esqueletais são compostos por MOA e Mn. A trama birrefringente mais freqüente é esquelscsaé, pciom anisotropia moderada dos cristalitos do plasma em torno dos grãos. Outrma atr aencontrada no fundo matricial é vossépica, orientação em torno dos poros, prinmciepnatle canais. No restante da lâmina é comum um trama salpicada e estriada (latissépsicéap-icna) em duas direções principais inclinadas a 45º do eixo vertical. Os caracteres pedogenéticos somam apenas 2,3%m dinaa ,l âapesar de quase toda matriz ser iluvial, ou na concepção petrográficpaim, eatriz. Os caracteres texturais são argilãs de revestimento granular, microlaminados ou não inladmos. São encontrados cutãs compostos com sobreposição de organomangãs sogbilrães adre revestimento de canais, e também organomangãs revestindo grãos do esqu e leto. P1N9 Fácies sedimentar: Fsm (pelito maciço) Pedofácies: Pg (paleossolo gley) Petrografia A fração argila representa praticamente metader edaa dáa lâmina com areia e silte dispersos. A seleção é muito ruim com grãos subgaldoons, subesféricos e prismáticos angulares. O contato entre os cristais é raro oseun ateu, imersos na matriz argilosa, apresenta poros planares, canais e de empacotamento com polergxaon, izados em torno de nódulos e agregados principalmente. Os blocos são subangs,u lasruebcentimétricos, com nódulos 166 intrapedais de goethita, e finas marcas de raíozmes McOA preservada são as principais estruturas observadas. Os componentes minerais da fração areia somam 1, 7r,e1p%resentados quase que totalmente por cristais de quartzo monocristalinaor cipalmente corroídos com outros componentes subjugados em menor proporção. A miotas céo vobservada na fração silte na forma de cristais subeuédricos, os feldspatos etrnacmon-se quase sempre com alteração pelicular ou totalmente alterados, na forma det acisri sanédricos. A composição da fração fina (45,3% do total) é la rigmi pura tingida por goethita ou lepidocrocita. Separações de plasma esparsas sdoet raonpia fraca com freqüente cimentação de nódulos férricos de 2mm e MOA preservada emai sc acnomo finas marcas de raízes. Eodiagênese representada por separações do plaosbm ai nfsluência de água subterrânea em alteração subaérea do sedimenototá. vÉe ln a acomodação entre os agregados. Orientação dos cristais de moscovita em contaetora lla tem torno dos cristais de quartzo ou feldspato alterado é rara. Micromorfologia A microestrutura observada é heterogênea, maiotre pdaar lâmina é apedal com pedalidade moderada nos segmentos pedais, comtu erasstr uem blocos angulares. O grau de acomodação é avançado, com MOA e Mn imerso na zm. aCtroi r de fundo cinza com separações de plasma abundante em forma de moosq cuaesatadnho-alaranjado. Não apresenta orientação preferencial, com agregados de argilean toardos aleatoriamente a fracamente orientados. Orientação local em torno de nódulpoisc otsí , com padrão básico de distribuição 167 agrupado onde os indivíduos concentram-se em ndtifeesr edomínios. A distribuição c/f é porfírica com espaçamento duplo ou triplo, ondeg roãso s do esqueleto estão imersos em matriz mais fina. A porosidade perfaz 9,3%, é representada por c aanbauinsdantes e poros planares, tamanhos de 50 a 500 micra de forma geral. Microospidoar de acentuada com microporos menores que 10 micra. Os grãos esqueletais são representados por quaprtezdoo minantemente, com microclina, plagioclásio, ortoclásio, moscovita uet ros componentes em baixa proporção. A alteração de feldspatos é pelicular e zonada, voabmse-sre traços de minerais pesados. Os finos são basicamente argilominerais com silte micácnegoid toi s ocasionalmente por hidróxidos de ferro. São observadas pontuações de MOA e Mn pvraedsaesr entre canais ou imersos na matriz em forma de pequenas nuvens e fragmentomse pnitgadas por impregnação. O fundo matricial apresenta domínios com tramas séilpaica a insépica em boa parte da lâmina, trama mossépica salpicada, com padrõireresf ribngentes de argila orientada distribuída ao redor dos agregados e também vocsas émpeinos freqüente em torno de poros. Localmente apresenta trama mossépica salpicada , pcaodmrões birrefringentes de argila orientada distribuída ao redor dos agregados. Odosc paeracteres somaram 28,3% na contagem de pontos. Os caracteres pedogenéticos texturais mais obsoesr vfaodram hiporrevestimentos de hidróxidos de ferro (neoferrãs), sem orientaçãoin dideaf, revestindo poros planares, com gênese relacionada à contração e expansão do snetod.i mOerganomangãs devem representar raízes decaídas preservadas no interior dos polaronsa rpes e canais estreitos. Dentre os caracteres criptocristalinos e amorfos foram idfiecnatdios nódulos férricos convolutos de até 2mm, com limites difusos a graduais, sem estruintuterarn a aparente, por vezes isotrópicos. 168 P2N1 Fácies sedimentar: Fl (pelito laminado) Pedofácies: indefinida Petrografia Esta amostra apresenta uma textura argilo-siltoosma careia dispersa em baixa proporção. Grãos subesféricos a alongados com foprmisma ática ou lamelar, com seleção muito ruim. O contato entre os grãos são ponturarios,s ou ausentes, os poros observados são planares, de empacotamento complexo ou canais. aAm at r apresenta também uma organização das micas perpendicular a normal dean toarçião da lâmina, ou reorganizada paralela aos poros. As estruturas principais obasdearsv incluem a laminação incipiente composta por bandas siltosas sobrepostas com lsâ mdien aargila impura ocasionalmente obliteradas provavelmente por bioturbação de r.a ízNeósdulos e separações de plasma presentes, junto a cutãs e neocutãs de argilao, só xei dhidróxidos de ferro. A composição da fração areia é representada baesnictea mpor quartzo monocristalino com biotita e feldspato quase sempre pseudomoorfsis, apderfizeram na contagem 12,6% da lâmina. A granulometria é silte e areia muito fein a proporção de opacos é alta devido a pseudomorfos e pápulas do retrabalhamento desntesra misi primários intemperizados. A fração fina perfaz a maior parte da lâmina (66),3 %com coloração cinza transparente ou tingida localmente por goethitao c otam bém por hematita. A cimentação por hematita e goethita é freqüente, na forma de asr,g fielãrriargilãs e neoferrãs presentes sob forma de várias estruturas de iluviação e impreivgansa.t 169 Processos eodiagenéticos comuns na lâmina comroa çaãlote de minerais primários facilmente intemperizáveis, como feldspatos. Grvaaun çaado na orientação em torno de poros planares que por vezes obliteram filmes de ar gila. Micromorfologia De forma geral a microestrutura é heterogênea, dcomí nios pedal e apedal. Na porção pedal a pedalidade é fraca a moderada, sctorumt uera em placas subhorizontais, com grau de acomodação avançado. A transição é ap,a are pnaterte inferior da lâmina predominam tons de cinza, na parte superior onde a bioturb aéç bãoem mais intensa a cor é castanho- alaranjada. A orientação é horizontal ou plano-leplaar aincipiente, com orientação de cristais alongados de mica alterada. Paralela a canaiss, ceu ptãoros planares. O padrão básico de distribuição é bandado e agrupado, onde os indoivsí dcuoncentram-se em grupos com distribuição paralela aos principais caractereas , deis tribuição c/f porfírica simples, dupla e tripla ou aberta, caracterizada por grãos disp,e irmsoesrsos no plasma. A porosidade (11,3%) é composta por poros planaer ecsa nais abundantes, com espessuras em torno de 50 micra, interconectiv idaaltdae e microporosidade acentuada. Algumas cavidades esparsas completamente preesn cphoidr argila de forte anisotropia. Os componentes minerais do esqueleto são reprdeoses nqtauase que totalmente por quartzo na fração silte, seguido por micas, feltdossp ae opacos em estágio avançado de alteração, junto a opacos e pseudomorfos dispenros opsla sma. Os finos são compostos por argila impura de trama salpicada com intensidadaerisá vveis de impregnação por hidróxidos e óxidos de ferro. Os componentes orgânicos são abmaesincte MOA e Mn preservados em canais e poros planares ou dispersos como nuvferangsm ee ntos no plasma. 170 O fundo matricial pode ser dividido em dois domsín, io inferior com predomínio de trama silassépica e argilassépica e o superior fcoortme influência de tramas vossépica e mossépica. Anisotropia do plasma moderada a fomr tteo reno dos canais sugerindo iluviação. Os caracteres pedogenéticos texturais observadocsl uemin: ferriargilãs microlaminados, por vezes crescentes ou em form ap rdeenchimentos, associados a cavidades com espessuras entre 100 e 200 micrafe; rrnãeso e quasiferrãs compostos por hematita associados às paredes de canais ou ploarnoasr eps; organomangãs preenchendo canais e poros planares ou adjacentes a estesa. raOcste cres criptocristalinos e amorfos são representados por mosqueado (nódulos convoluto gso) edtehita, concentrados principalmente na parte superior da lâmina. Somaram 9,6% do otobtsael rvado nesta lâmina. P2N4 Fácies sedimentar: Fl (pelito laminado) Pedofácies: indefinida Petrografia A textura predominante nesta lâmina é argilosa, csoilmte e areia subordinados, dispersos na matriz, muito mal selecionada. A fo rdmoas grãos são predominantemente subesféricos, com formas prismáticas e lamelarenso sm fereqüentes, angulares a subangulares, em contato pontual raro ou ausente. Os poros saãnoa rpels ou canais, com alguns poros de empacotamento complexo, a trama pode apresenteanr taoçrãi o preferencial horizontal ou concêntrica. As estruturas principais observadcalsu einm laminação plano-paralela com micas orientadas paralelas às estruturas, obliteradasi ooncaalmente por meniscos concêntricos preenchidos por cristais de fração granulométricaais mgrossa menos alterados, provindos 171 provavelmente de camadas adjacentes. São tambqéüme nfrtes os microagregados de MOA e Mn. Os minerais da fração areia perfizeram 25,8%, fo riadmentificados quartzo monocristalino com baixa quantidade de variedadoelicsr ipstalinas, seguido de micas alteradas e feldspatos alterados, com zonas de cristais m aelnteorsados de microclina, ortoclásio e plagioclásio. Os cristais apresentam-se subeuésd raic oanédricos dependendo do grau de alteração. O quartzo apresenta extinção reta nao rima adias vezes com quartzo ondulante subjugado. As micas são biotita e moscovita subdjau gpaela ocorrência de exemplares na fração silte grosso por toda a lâmina. A fração fina é tingida por óxidos e hidróxidosf edrer o, e representa um total de 53% da área da lâmina. A composição é de argila imcpoumra impregnação variável de goethita, por cimentação ao redor de bioturbações. Em boa parte da lâmina a eodiagênese se apresoebn tfao rms a de marcas de raízes preenchendo poros planares ou canais (MOA presae)r v aed meniscos de icnofósseis por bioturbação faunística. Segregação sesquioxídiocnat a ppara processos de hidromorfismo por água subterrânea. Micromorfologia A estrutura é heterogênea, com domínios pédicosp éed icaos, em agregados hexagonais centimétricos, com pedalidade fracam deenstenvolvida. A orientação é em geral aleatória e localmente paralela ou inclinada au teusrtars pedogenéticas ou sedimentares. O padrão de distribuição básico é linear, agrupad boa onudado, com alguns domínios aleatórios 172 também, e a distribuição c/f é porfírica com segtmose nde trama gefúrica a mônica no interior de pedotúbulos. Grau de acomodação avançado, sptreulatu era e encaixe dos agregados. Canais, cavidades e poros planares compõem a dpaodroes ique representa 8,6% da lâmina, com gênese relacionada principalmente ap obroios, pedoporos e raros litoporos herdados das estruturas sedimentares ainda prdeasse.r v a O esqueleto é composto por quartzo mono e poaliclirnisot, plagioclásio, microclina, moscovita, ortoclásio e traços de turmalina, zi recã boiotita. Alteração pelicular, zonada e pontual em feldspatos, sendo que a maior partem dicaass estão alteradas. Os componentes finos são compostos por argilominerais mescladosh idaró xidos de ferro, localmente impregnados com componentes orgânicos de MOA e qMuen , podem ocorrer em forma de microagregados. As principais tramas do plasma observadas no fumndaotr icial são insépica, mossépica, vossépica, silassépica e argilasséApsic tar.a mas silassépica e argilassépica estão associadas a estruturas sedimentares parcialmreenster vpadas, obliteradas por pedotúbulos, que apresentam em domínios de transição tramaps icinasé e mossépicas, em torno das bioturbações. A anisotropia do plasma é fraca ae mraodda. Dentre os caracteres pedogenéticos texturais daems-tsaec os neoferrãs e quasiferrãs (Brewer, 1964), ou hiporevestimentos e quasiremvesnttios (Bullock et al., 1985) de hidróxidos de ferro, sendo raros os cutãs de içluãvoia. Estes neoferrãs estão associados geralmente a paredes de poros planares ou de pbeudloost.ú O mosqueado (nódulos convolutos) é disseminado na maior parte da exote dnas ãlâmina, em forma de impregnações sesquioxídicas. Predominam na gênese destes paecdtoecreasr , processos de gleização por água subterrânea, que perfazem 12,6% da seção. Os pedotúbulos observados são estriotúbulos, siumbémtriilcos a milimétricos, ocasionalmente capeados ou preenchidos por esãqsu,e cleotm organomangãs nucleando estas 173 estruturas lunadas. Estes estriotúbulos são prlomveanvete produzidos pela bioturbação de fauna. P2N8 Fácies sedimentar: Sm (arenito lamoso maciço) Pedofácies: indefinida Petrografia As classes texturais predominantes são areia afrineaia, muito fina e silte grosso, com argilosidade moderada. Texturalmente muito malc sioenleado, com grãos de forma alongada a subesférica, subarredondados a subangulares, etmat oc opnontual a tangencial freqüente. Os poros são de empacotamento simples ou cavitároioms , incterconectividade aparentemente baixa. A estrutura geral da lâmina é maciça comí ndioms de frações mais grossas e finas se alternando. Apresenta estruturas de deformação idcaes ,m com cristais de moscovitas e biotitas entre grãos maiores. De forma geral a mineralogia é representada porrt zqou amonocristalino de extinção reta por vezes ondulante, com quantidade signiivfiac adte policristalino. A proporção alta de feldspatos alcalinos somada a de calco-sódicoasm s itau amostra no campo dos arcósios. Os plagioclásios apresentam alteração variável aoo l odnag extensão da lâmina, porém quase sempre mais alterados que os feldpatos potássmiciocsro (clina e ortoclásio micropertítico). Quantidade razoável de biotita por toda lâminao. cLlaitstos e opacos são observados em 174 quantidades apreciáveis, os minerais acessórioesr voabdsos são turmalina, zircão e traços de granada. O arcabouço perfaz 57,1% da seção. A matriz (29,3%) é representada por argila purnaz, ac itransparente, sem impregnação por óxidos ou hidróxidos de ferro. Argilominerarise qfuentemente orientados em torno de grãos do arcabouço com anisotropia moderada, caimçãeon trara ou ausente por óxidos e hidróxidos de Fe e frequente por óxidos de Mn. Os aspectos eodiagenéticos são representados ripeenltaa çoão da matriz em torno de cristais maiores. A orientação de micas deve orc oprrroevavelmente devido à acomodação avançada e compactação do depósito sedimentarc. aPraedctoeres em raros domínios isolados da lâmina. Grande quantidade de minerais facilm einntetemperizáveis, indicando alteração diagenética incipiente ou inicial pela pequena qtiduadne de alteromorfos. Micromorfologia Estrutura homogênea, com raros domínios heterogs êniseoolados. Microestrutura apedal maciça com alternância de domínios granutrloicmosé mais grossos e finos. A orientação e o padrão básico de distribuição seãaot óarlios ou isotrópicos, com distribuição c/f gefúrica, com grãos esqueletais unidos por ponete sm adterial mais fino, com domínios enáulicos. Isoladamente a distribuição c/f é priocarf ísimples. São observados freqüentes microagregados de matéria orgânica amorfa (MOA) aen gmanês (Mn) dispersos no arcabouço, ora como estruturas impregnativas,o omrao celementos destacados. A porosidade é representada por 12,3%, apresenrotas dpeo empacotamento composto e cavitários. Quanto a gênese foram interpretacdooms o litoporos (empacotamento sedimentar) e pedoporos (cavidades), relaciona daoltes ràação pedogenética do sedimento. 175 O esqueleto é composto por quartzo mono e poaliclirnisot, microclina, plagioclásio, ortoclásio micropertítico, anfibólio, moscovita, aocpos e litoclastos. Os componentes finos são argilominerais puros pontualmente impregnadoms cMOA e Mn, que formam impregnações em torno de poros e grãos esqueolectaasisio nalmente. A trama apresenta anisotropia fraca a moderadau,e lessqépica, com orientação dos cristalitos do plasma em torno de grãos. Localm en rtaeramente apresenta trama vossépica, com orientação em torno dos poros cavitários. Os principais caracteres pedogenéticos texturaoi sa rsgãilãs de revestimento granular, microlaminados ou não laminados. Indica alteraçnãicoia il do sedimento e iluviação de finos. Quase toda matriz é introduzida, ou seja, é airlguivlaia l, no entanto os pedocaracteres foram contados em 1,3%, apesar de serem representadobso ae mpa rte da matriz. São freqüentes organomangãs revestindo grãos ou poros. P2N12 Fácies sedimentar: Fsm (pelito maciço) Pedofácies: indefinida Petrografia A textura é argilosa, com silte e areia subordinsa, dmouito mal selecionada. Os grãos são predominantemente subalongados, com formams áptircisas e lamelares, angulares a subangulares, rugosos ou corroídos, em contatou aplo nrat ro ou ausente. Os poros são planares, em cavidades ou canais, com alguns pdoer oesm pacotamento complexo, a trama apresenta orientação preferencial em torno de paeradcotceres. As estruturas principais são 176 cutãs (ferriargilãs) de iluviação, com forte oraieçnãto dos cristalitos, nódulos de goethita e MOA preenchendo poros planares tortuosos. Os componentes minerais perfazem 28,4% e são erenptaredsos por quartzo monocristalino, feldspato alcalino e biotita em xbaa iproporção com alteração variável, moscovita presente principalmente na fração sTilrtaeç. os de zircão e turmalina na fração silte. A coloração castanho amarelada da matriz (40%) ndceian ua presença de hidróxidos de ferro misturados na argila. Forte orientaçãoa rdgeil as por processos de iluviação ou translocação vertical. Separações do plasma sqãüoe fnretes em toda a extensão da lâmina com cimentação por goethita sob forma de nódulos amdeabiso. i Poros planares e estruturas de expansão e con torariçeãnotadas paralelas aos poros indicam um grau de acomodação avançado. A eodisaeg êensetá representada por processos pedogenéticos na alteração do sedimento, denttreos d persocessos de iluviação de finos. Micromorfologia Esta lâmina apresenta estrutura heterogênea, commín idoos muito orientados por pedoturbação. A microestrutura é pédica em todax tean seão, com pedalidade moderada, agregados abundantes, subesféricos, ondulados oes orsu, gde 2 a 3 cm. A acomodação avançada é notada pela forte agregação dos pedasm fuentais. A orientação é aleatória ou paralela em torno dos pedocaracteres, com grauri ednet aoção moderado a forte. O padrão de distribuição base é agrupado, bandado ou concoê,n tdricstribuição c/f porfírica com raros domínios com distribuição gefúrica. Os poros são planares e canais com cavidades aess,p daers tamanhos entre 30 até 100 micra, com alguns maiores. Quanto à gênese predaomm pinedoporos e bioporos, de maneira geral ortoporos no caso de canais e cavidades aep omreots no caso dos planares. A variação 177 dos poros e a interconectividade tende a ser oablta a snálise em duas dimensões, somam 10,6% da seção. Os componentes minerais principais desta lâmina resãporesentados por quartzo predominante, com pequena quantidade de micro colirntoac, lásio, plagioclásio, moscovita, traços de biotita e minerais acessórios. Pseudoismoor fé freqüente com alteração avançada de minerais primários facilmente intemperizáveis. cOomponentes finos observados são argilominerais rubificados por hidróxidos de ferdreo tons castanhos-amarelados, sendo os componentes orgânicos representados por MOA asdsao ac iaóxidos de Mn imersos na matriz ou em forma de revestimentos. A trama predominante no fundo matricial é mossé, pcicoam domínios insépicos, silassépicos e argilassépicos. A trama vossépitcáa peressente em torno de poros planares principalmente. A birrefringência do fundo matrli céia fraca, porém a espessura da lâmina pode ter prejudicado estas observações. Os caracteres pedogenéticos representam 21%. D oesn treexturais foram observados cutãs complexos com sobreposição múltipla de fregrilrãias e organomangãs, com anisotropia forte a moderada, ocasionalmente microlaminadpoisc,o tsí e crescentes. Espessuras de até 2 mm caracterizam estas estruturas como cutãs deia çiãluov, provavelmente mecânica, de argila. Estas estruturas encontram-se por vezetusr afrdaas por poros planares, que deslocam mecanicamente os cutãs em diferentes segmentoss caonntteíguos. São observados também neocutãs de óxidos de ferro e argila revestindoo sp oprlanares (hiporrevestimentos), provavelmente relacionados a contração e expanos ãsoe ddimento. Dentre os criptocristalinos e amorfos, são observados nódulos esparsos inatriasp deed composição sesquioxídica, de trama indefinida ou isotrópica. 178 P2N13 Fácies sedimentar: Fm (pelito maciço) Pedofácies: Pv (paleovertissolo) Petrografia Argila é a fração predominante nesta amostra, es ilatereia fina e muito fina dispersa, resultando em uma maturidade textural muito baOixsa .g rãos dispersos apresentam forma alongada ou subalongada, por vezes subesféricosg,u laarindade moderada ou subarredondados, com trama porfirítica, contatroe e gnrtãos raro ou ausente. Os tipos de poros mais freqüentes são canais, cavidades e planaormes ,p ocrosidade acentuada em torno de nódulos. Baixa porosidade primária, com porosidsaedceu ndária muito marcante devido à processos de bioturbação. As estruturas de dep pleoçrã hoidromorfismo são freqüentes, com nódulos de goethita/hematita, apresenta estrutmur ab loecos angulares, icnofósseis em forma de seções transversais de marcas de raízes comeo sn úáclbl icos devido à depleção de Fe. Superfícies de fricção inclinadas ao eixo da no ràm oarlientação da lâminas são observadas, com aparente orientação de cristalitos de argirlal epla a estas estruturas. A fração areia perfaz menos de 5% da área totall âmdain a. Apresenta uma mineralogia composta por quartzo monocristalino isnecmlusões, por vezes tingido por óxidos de Fe e de extinção ondulante. Outros minerais ápriroims ocorrem como traços. Microclina alterando para argilominerais neoformados por dluisçsão e também cristais não alterados, assim como ortoclásio micropertítico. Alguns de sscersistais nucleiam nódulos sesquioxídicos. A fração fina apresenta cor de fundo castanho-alamdaar,e devido a condições predominantemente oxidativas na alteração do sendtoim, ecom halos de depleção por 179 hidromorfismo. A composição provável é de argiloemrainis em conjunto a hidróxidos de ferro, com cimentação freqüente por micronódulonsó deu los sequioxídicos. Ocupa 39% da área da lâmina. Diagênese incipiente, observável pelo grau de adcoamçãoo dos agregados e orientação do plasma em torno dos poros planares. Processdosg epneéticos anteriores ao sepultamento (paleopedogenéticos) estão significativamente srepnrteados em toda a extensão da lâmina. Micromorfologia Estrutura heterogênea com transições difusas ednotmreí nios, com microestrutura pédica, microagregados angulosos a esferoidaiso,s orusg a polidos. A pedalidade é bem desenvolvida, grau de acomodação avançado pelea cformt pactação entre os agregados (peds). A orientação é aleatória por vezes par, acloemla padrões de distribuição base agrupado a radial, e distribuição relativa c/f porfírica dlau,p tripla ou aberta. Os canais associados a cavidades são os porosf rmeqaüise ntes seguidos por poros planares bem desenvolvidos, perfazendo 13,6%. Thaomsa enntre 30 e 100 micra são mais abundantes, porém a microporosidade é acentuadan. toQ uà gênese, são atribuídos à atividade biológica ou desenvolvimento pedogen,é tsiceondo desta forma classificados como pedoporos e bioporos. Os minerais do esqueleto representam em torno d dea 5 á%rea total da lâmina. Foram identificados quartzo, microclina, ortoclásio, moovsicta, traços de turmalina e zircão. Os feldspatos encontram-se quase totalmente pseudiozamdoorsf , a moscovita é rara aparece. Fora o quartzo outros minerais primários ocorrem em íbssaiimx a proporção. Os componentes finos 180 são representados por argilominerais totalmentiefi craudbos por sesquióxidos que tingem a matriz de castanho-alaranjado. Os orgânicos são Me OóxAidos de Mn. O fundo matricial apresenta tramas plásmicas inicsas,é mp ossépica e vossépica que se intercalam conforme diferentes domínios e carasc tepreedogenéticos associados. A trama vossépica é observada entre poros planares e íscuiepse rdf e fricção; a trama mossépica é associada aos domínios vossépicos adjacentesra; me a itnssépica é encontrada nos domínios excluídos dos dois casos anteriores. Os pedocaracteres texturais mais observados foeraomcu tnãs compostos por óxidos e hidróxidos de ferro (neoferrãs) revestindo porosa naprles (contração e expansão), organomangãs preenchendo canais e poros plan aarergsi,l ães de iluviação. Os caracteres de depleção são representados por albãs empobrecoidr oósx ipdos de ferro, associados a canais radiais radiculares. Nódulos típicos intrapedaios asãbundantes, com organização interna isotrópica. As superfícies de fricção inclinadaos sreãvestidas por neocutãs de composição sesquioxídica. Estes pedocarateres somam 42,3%eç ãdoa. s P2N15 Fácies sedimentar: Fm (pelito maciço) Pedofácies: Pv (paleovertissolo) Petrografia 181 Textura argilosa com silte e areia fina e muitoa feinsparsa, muito mal selecionada. Os raros grãos do arcabouço apresentam-se subalon gaa deossféricos, subarredondados ou parcialmente alterados, o contato entre os grãaouss eén te. Os poros planares, cavitários e canais são os mais freqüentes, com microporosidparedsee nte. A estrutura em blocos esferoidais e subangulares é marcante e bem delvsiednav, oas vezes limitadas por superfícies de fricção. Icnofósseis de canais radiculares pcrheideons com sedimento advindo de outras camadas, nódulos abundantes, halos de depleçaãgom ee fnr tação de pseudomorfos no topo da lâmina são outras estruturas que foram observ adas. Os componentes minerais visíveis à resolução der osmciócpio petrográfico correspondem a apenas 2% da extensão da lâmina q, ucaormtzo monocristalino perfazendo quase que a totalidade dessa fatia. Traços de cmlinicar,o ortoclásio, plagioclásio, turmalina, moscovita também foram identificados. Feldspatoosr roecm com cristais maiores, pouco alterados a totalmente pseudomorfizados. Cristaoims crevestimento de óxidos de Fe, ocasionalmente corroídos nas bordas. A fração fina é composta por argilominerais, rucbaidfia por óxidos e hidróxidos de Fe, apesar dos pedocaracteres também ocuparem bo ad ap afrateção fina. Segregações do plasma são muito abundantes, cristalitos com anisotropoidae mrada a forte, de organização complexa. A cor da matriz é castanho-amarelada, com orieon tgaeçãral inclinada à normal da orientação da lâmina. Cimentação abundante por goethita eu aplomnet nte hematita. Foram observados processos eodiagenéticos de contração e expanrsinãcoip, aplmente com orientação do plasma em torno de poros planares que limitam os agreg. a dos Micromorfologia 182 A estrutura da lâmina é heterogênea, com limitefsu sodsi entre domínios. A microestrutura pédica é bem desenvolvida, em b loecsofesroidais a hexagonais subangulares, rugosos a ondulados. A acomodação é avançada d afodrate aagregação entre os peds e orientação do plasma em torno dos poros planareiesn. tOação aleatória e localmente paralela, de intensidade moderada, com padrões de distriob ubiçáãsica agrupado ou aleatório, e distribuição relativa c/f porfírica aberta na mza tar idupla ou simples nas zonas de depleção. A porosidade é composta basicamente por fraturaansa rpels, com menor participação de canais e cavidades. A dimensão destes poroas repsla né de no máximo 100 micra de espessura e comprimento centimétrico, com altarc ionntectividade. O esqueleto representa apenas 2% da área totâaml dinaa l, os componentes minerais são representados por quartzo predominantementme, ac oocorrência esporádica de microclina, ortoclásio, plagioclásio, pouca mosctao vei traços de turmalina. Os feldspatos encontram-se por vezes parcialemente alterados g poaertahita e argila, com psudomorfismo abundante em toda lâmina e presença de pápulamse fnratagdas. Os finos apresentam-se como argilominerais rubificados por óxidos e hidróxiddoes ferro, e os orgânicos como MOA associado a óxidos de Mn. O fundo matricial é constituído por trama vossé peic amossépica, com alternância difusa entre os domínios. Domínios massépicos nsãcon etados isoladamente na lâmina. A anisotropia do plasma é moderada, com observaçfiãcou ltdaida pela impregnação do plasma por óxidos e hidróxidos de ferro. Os caracteres pedogenéticos perfizeram 55%, sesn dtoe xoturais representados por argilãs isolados, neoferrãs e quasiferrãs reveos tpinodros planares e canais, organomangãs preenchendo poros. Os caracteres de depleção bsãso eanl riquecidos com areia devido translocação de finos, com limites difusos, de uetusrtar radial, interpretados como canais radiculares que apresentam organomangãs prese rvnaod oisnterior dos poros. Como 183 criptocristalinos e amorfos observaram-se nóduílpoisc ots de diversos tamanhos, abundantes por toda a extensão, geralmente organizados corniccaemnet nte em torno de halos de depleção. P2N17 Fácies sedimentar: Sm (arenito lamoso maciço) Pedofácies: indefinida Petrografia As frações granulométricas predominantes são ass ecsl aareia fina, média e muito fina, com teores significativos de silte e argiAla .m aturidade textural é baixa com grãos alongados a subesféricos, angulares a subarredoosn, ddaed forma prismática, lamelar ou indefinida. O contato entre os grãos é alongadon,t upaol ou tangencial, e a porosidade é representada por fissuras planares, canais e cdaevsi.d Aas principais estruturas observadas são concreções manganíferas nucleando halos de de pdleeç ãgoeometria ameboidal, cutãs de iluviação e impregnação, com pápulas menos freqeüs.e nt Na fração areia ocorre predomínio de quartzo moisntoaclirno, com variedade policristalina em proporção significativa. A quadnatdi e de feldspato permite situar a amostra no campo dos subarcósios, com moscovita freqüeSnãtoe . observados também litoclastos, opacos, traços de biotita e turmalina. A fraçãoia a prerfaz 37,1% da seção. A fração fina apresenta cor castanho-amarelada licmoimte s difusos a zonas cinza- transparentes, devido a alternância de condiçõeedso mprinantemente oxidativas e redutoras na alteração do sedimento, com halos de depleção idproorm horfismo e neoferrãs am torno de 184 poros. A composição é de argilominerais em con juan htoidróxidos de ferro. Quanto à gênese, é predominantemente protomatriz, onde é provávetrla nos porte de partículas de argila floculadas trapeadas junto ao transporte dos gdrãeo asr eia. Poros planares e estruturas de expansão e contração orientadas paralelas aos pinodriocsam um grau de acomodação avançado. Micromorfologia Apresenta estrutura complexa, heterogênea, comí ndioos em transição difusa ou gradual, microestrutura apédica na maior parte aclogmun s domínios pédicos de pedalidade fracamente desenvolvida. Microagregados de maotérgriâan ica abundantes, raros agregados (peds) megascópicos com estrutura em blocos sulbaarensg urugosos. A acomodação é avançada dada agregação muito compactada entre doss. Ap orientação é aleatória ou localizadamente paralela, com orientação moder afdoart ea. Os padrões de distribuição base são indefinidos, agrupado ou bandado em alguns esnetgoms. Distribuição relativa c/f gefúrica com transição difusa para porfírica simples dutprilpal,a ou aberta. A porosidade é representada majoritariamente ponra isc ae cavidades, menor proporção de poros planares. Quanto à gênese, esdãoop opros e bioporos predominantes, sendo praticamente ausente os litoporos devidotá og ieos avançado de alteração do sedimento originalmente depositado. A classe de alisamenatsos ciflica-os como ortoporos. A porosidade representa 11,6%. A mineralogia do esqueleto é composta por quartozon omcristalino e policristalino, microclina, ortoclásio, moscovita, biotita, litosctloas e traços de anfibólio e turmalina. Pseudomorfismo presente, com alteração de feldss patroa argilominerais neoformados. Os 185 componentes finos são representados por argiloamisin, eórxidos e hidróxidos de ferro. Os orgânicos são representados por MOA e óxidos des oMbn f orma de microagregados, nuvens e fragmentos. A trama predominante no fundo matricial é esqueiclsaé, pem transição difusa com domínios inssépicos, vossépicos e mossépicos. tAronpisiao do plasma em torno dos poros e grãos do esqueleto é forte, com orientação salap icmaodderada a fraca no restante dos domínios. Os pedocaracteres somam 24% da lâmina. Pedocaersa cttexrturais observados incluem ferriargilãs, nódulos convolutos (mosque) acdoom sopreposição de halos de depleção (albãs), nucleados por organomangãs e neomangeãst inredvo canais grosseiramente radiais alongados. Os ferriargilãs encontram-se associaad opso ros ou como impregnações e acumulações na matriz, desassociados a quaisqtruuetru reass. Estruturas semelhantes a estriotúbulos podem sseerr voabdas em alguns segmentos, em amostra de mão estas estruturas estão bem delaims itea dfacilmente observáveis. Estes estriotúbulos tem geometria lunada, com predominaâ fnracções granulométricas mais grossas no preenchimento destas estruturas, assim comolb ãos (ahalos de depleção) que devido à translocação de argila ficam parcialmente enriqduoesc pi or classes texturais superiores. VN3 Fácies sedimentar: Sm (arenito lamoso maciço) Pedofácies: indefinida Petrografia 186 A textura predominante é de areia fina e areia om fuinita, com argilosidade moderada, muito mal selecionada, com grãos de forma alongaa dsau besférica, subarredondados a subangulares, em contato pontual a tangencial efrnetqeü. Os poros são de empacotamento simples ou cavitários. A estrutura geral da lâméi nma aciça com organização aparentemente caótica. Apresenta estruturas de deformação des ,m cicoam cristais de moscovitas e biotitas entre grãos maiores. O arcabouço perfaz 58,1% da seção. A mineralogreiap rée sentada principalmente por quartzo monocristalino de extinção reta por veznedsu loante, quase sempre fraturado, com quantidade significativa de quartzo policristal inAo .proporção de feldspatos alcalinos e de calco-sódicos situam o espécime no campo dos aorsc, ósciom presença de hornblenda indicando um grau inicial de alteração. As micaos rseãpresentadas por moscovita e traços de biotita. Litoclastos e opacos são observados emn tiqduaades apreciáveis, os minerais acessórios observados são turmalina e sillima nita. A matriz representa 32% da área da lâmina, com ppoostra argila pura, cinza transparente, sem impregnação por óxidos ou hidorósx i de ferro. Cristalitos de argilominerais frequentemente orientados em toren og rdãos do arcabouço com anisotropia moderada apresentando birrefringência sob luz ipzoaldaar, cimentação rara ou ausente por óxidos e hidróxidos de Fe e frequente por óxido Ms nd.e Orientação da matriz em torno dos grãos do arcaob osuuçgere processos eodiagenéticos iniciais. Pseudomorfismo frequenttere egrãos de ortoclásio e microclina, grande parte da matriz deve-se à dissolução geoicqau ídmestes minerais, neoformação e translocação de filossilicatos. Apesar disso a aqluta ntidade de minerais facilmente intemperizáveis indica alteração eodiagenéticap iennctie ou inicial. Pedocaracteres em raros domínios isolados da lâmina, apesar de quase toadtraiz mter sido introduzida posteriormente, geneticamente classificada provavelmente como etrpizim. a 187 Micromorfologia A estrutura geral da lâmina é homogênea, com doms ínhieterogêneos raros e isolados. Microestrutura apedal maciça com orgaçnãioz a parentemente caótica. A orientação e o padrão básico de distribuição são aleatório is ootruópicos, com distribuição c/f gefúrica, com grãos esqueletais unidos por pontes de ma mteariiasl fino e domínios enáulicos, onde microagregados menores encontram-se por entre geramõ sunidades maiores clasto- suportados. Raramente a distribuição c/f é pcoarf írisimples. São freqüentes os microagregados de matéria orgânica amorfa (MOA) aen gmanês (Mn) dispersos no arcabouço, sob forma de estruturas impregnativ acso mouo elementos destacados. A porosidade é representada por 6,6%, apresenotas pdoer empacotamento composto e frequentemente cavitários. Foram interpretados etgiceanmente como litoporos (empacotamento sedimentar) e pedoporos (cavida rdeelasc),ionados à alteração pedogenética do sedimento. O esqueleto é composto por quartzo mono e poaliclirnisot, microclina, plagioclásio, ortoclásio micropertítico, anfibólio, moscovita, llimsianita, opacos e litoclastos. Os componentes finos são argilominerais puros ponteunatlem impregnados com MOA e Mn, que formam impregnações em torno de poros e grãos lestaqiuse ocasionalmente. A trama apresenta birrefringência moderada, essqéupeilcsa, com anisotropia dos cristalitos do plasma em torno de grãos. Localm en rtaeramente apresenta trama vossépica, com orientação em torno dos poros cavitários. Os principais caracteres pedogenéticos texturaoi sa rsgãilãs de revestimento granular, microlaminados ou não laminados. Indica alteraçnãicoia il do sedimento e iluviação de finos. Quase toda matriz é introduzida, ou seja, é airlguivlaia l, no entanto os pedocaracteres foram 188 contados em 3,3%, apesar de serem representadobso ae mpa rte da matriz. São freqüentes organomangãs revestindo grãos ou poros. VN5 Fácies sedimentar: Sm (arenitos lamosos maciços) Pedofácies: não definida Petrografia A textura é argilo-arenosa com baixa proporção ildte, sseleção ruim, grãos com forma subesférica, subalongada ou prismática, oanddousl, angulares a subarredondados. A trama apresenta contato tangencial ou alongadoe eons trgrãos, poros planares, cavidades ou de empacotamento complexo, com porosidade entreeg adgors acentuada. Pseudomorfismo presente com alteração de feldspatos e filmes gdiela a revestindo os grãos do arcabouço. Microagregados de MOA e Mn dispersos na extens ãlâom diana. Os principais componentes minerais do arcabouçeo ,s qoumam 40,7% da lâmina, são representados por cristais subeuédricos a ané ddreic qousartzo monocristalino de extinção reta quase sempre muito fraturados, com variedadesr ipsotalilcinas de extinção ondulante ou em forma de litoclastos menos freqüentes. A microc, lpinlagioclásio e ortoclásio apresentam-se quase sempre em cristais menores prismáticos en gsulbaares, com alteração pelicular ou bandada. A moscovita é frequente na fração sialtree iea muito fina orientada aleatoriamente ou em contato alongado com cristais maiores. Laitsotocls estão representados por cristais compostos na maioria das vezes por quartzo montaolcinrois e policristalino junto à moscovita; também observados opacos, traços de turmalinaib eó laionsf . 189 A matriz observada na lâmina perfaz 41,3%, de cosmiçãpo pura e cor transparente, revestindo os grãos do arcabouço (argilãs) oraró ipsiocta ora com anisotropia moderada em torno das paredes dos cristais e revestindo poEroxsib. e nos domínios orientados birrefringência, sob analisador e polarizador cdruozsa, em cores do amarelo ao violeta de 1ª ordem. Desse modo trata-se de uma protomatriz ópisiocatr conjugada a uma epimatriz anisotrópica, compostas por argilominerais. A citmaçeãno por óxidos e hidróxidos de Fe é pontual ou rara. A eodiagênese é incipiente, representada pelo opmseourdfismo de componentes minerais como microclina e plagioclásio com altãeora çlinear de cristais maiores de moscovita e iluviação de argila. A orientação datr imz aem torno dos cristais maiores e em torno de poros planares sugere movimentações daen seãxop e contração anteriores ao sepultamento do sedimento típicas de transforma pçeõdeosgenéticas. Micromorfologia A microestrutura da lâmina é homogênea a heteroag, êpnedal na maior parte, transição difusa entre as zonas, com freqüenteasi sc adne iluviação e poros planares que delimitam agregados de 2cm a 3cm de desenvolvim freancto ou incipiente. Estrutura maciça, dominância de argila com areia fina, muito finas pdeirsa e pouco silte. A orientação apresenta-se aleatória ou paralela. O padrão b dáes icdoistribuição é aleatório, distribuição c/f porfírica na maior parte da lâmina com domíniosd disetr ibuição gefúrica, na qual grãos esqueletais são unidos por pontes de plasma e. Msiilcteroagregados de até 10 micra são encontrados dispersos ou agrupados, intrapedainiste orup edais preenchendo poros planares. A porosidade perfaz 11% da área observada, reptaredsae pnor cavidades, canais, poros planares, de empacotamento composto e complexosfr.e qÉu ente o revestimento ou 190 preenchimento dos poros por hidróxidos de ferro,A M eO Mn. Porosidade intragranular muito acentuada de fantasmas pseudomorfos em densidgandifeic astiiva espalhados por toda lâmina, formados pela dissolução congruente de ortoclásrion cipalmente. Interconectividade aparentemente baixa. Um grande canal preenchid mo aptoerrial mais fino pode ser observado. O esqueleto é representado pelos componentes mis inqeuraartzo mono e policristalino, microclina (com alteração pontual), plagioclásior,t ocolásio micropertítico, hornblenda, moscovita (fração silte), opacos e litoclastos. oAs cmovita apresenta orientação em torno dos agregados ou em torno de pedocaracteres ao lon gcou tdães de iluviação. Os finos são basicamente argilominerais puros. Os microagreg aed iomspregnações que revestem poros e grãos esqueletais são compostos por MOA e Mn. As tramas mais freqüentes são insépica e assécpoimca ,m enor ocorrência de trama vossépica, de anisotropia moderada dos cristadlioto sp lasma em torno dos poros, e trama esquelssépica, de orientação em torno dos grãbojsu,g sauda. Os caracteres pedogenéticos somam 7% da lâminsaa, ra dpe quase toda matriz ser iluvial, ou na concepção petrográfica, epimatrizs. cOaracteres texturais são argilãs de contração e expansão associados a poros planaraersg ilães de revestimento granular, microlaminados ou não laminados. São encontradgoas normangãs revestindo grãos do esqueleto, em pequenas cavidades ou preenchendoos polarnares; argilãs complexos associados a organomangãs também ocorrem de fosrpmaras ae. Excrementos fecais soldados são observados prenednoc huem poro planar com faces perfeitamente encaixáveis, sugerindo ação bioló dgeicsatas superfícies durante as fazes de ressecamento do material, quando os poros plafnicaarems bem amplos. Este preenchimento é identificado com base no caráter mamilado das peasr, edsendo mais fino, escuro e praticamente isotrópico. 191 VN8 Petrografia A textura é areno-argilosa, baixa quantidade dte, smil uito mal selecionada, cristais angulares a subarredondados, alongados e suboes,f ésruicbédricos a anédricos. Trama entre os grãos apresenta contatos pontuais e tangenfrceiqauise ntes, com contato alongado raro, ou grãos imersos na matriz argilosa sem contato atpea. rePnorosidade intergranular frequente, cavidades e poros de empacotamento complexos nfrteeqsu e poros planares ocasionais. São observados esparsos microagregados de MOA e Mn cphrenedo poros planares, pequenas cavidades ou imersos na matriz argilosa. Os minerais observados incluem quartzo monocrnisot,a lci om pouca expressão de policristalino, quase sempre fraturado com extin çoãnodulante frequente; microclina, ortoclásio e plagioclásio com cristais inalteradoous parcialmente corroídos. A moscovita apresenta-se inalterada em frações mais gr otassmabsé, m foi observada a presença de traços de biotita, geralmente ocupando a fração silte vcaormiá vel grau de alteração. Foi observada grande quantidade de mineral isotrópico de corm aevlehrada, muito fragmentado, interpretado como frag mentos de granada. Foram identificadoasç ostr de piroxênio, anfibólio e litoclastos, com quantidade razoável de opacosr.a çAã of areia ou arcabouço ocupa 48,1% da amostra. A matriz argilosa com baixa quantidade de silte poac u41,6% da lâmina, de composição pura de cor cinza transparente a oEpancao.n tra-se nos espaços intersticiais entre os grãos ou sob forma de pequenos agregados rlheatrdaobsa, com orientação e birrefringência variável. Deve-se destacar o caráter genético dtraiz m, parovavelmente protomatriz trapeada 192 pelo transporte dos grãos provavelmente de arlgoiclau lfada, retrabalhada em alguns domínios anisotrópicos por movimentos de contração e expoa enosdãiagenéticos. Foram observados apenas características de eoedsiaeg êinnicial do sedimento, como alteração variável dos constituintes minerais prriiomsá, a qual não contribui para o desenvolvimento de uma porosidade intragranulacrr; omagi regados de MOA e Mn, canais e cavidades, que mesmo em baixa proporção são tenshteams uda ação biológica na alteração do sedimento antes do soterramento do depósito; ppolaronsa res desenvolvem-se em depósitos recém-depositados, sob ação hídrica, em expancsoãnot rea ção onde o sedimento deve estar desconfinado, caso o contrário não desenvolvemai-s ec atracterísticas. Micromorfologia A amostra apresenta microestrutura geral homog êanpeead,al ou com pedalidade muito incipiente. A estrutura é maciça, areia fien am uito fina são as classes texturais predominantes. A orientação é aleatória com pabdárãsoic o de distribuição também aleatório, raramente paralelo em torno de poros planaresd iosso.l aA distribuição c/f é porfírica simples à gefúrica, com grãos imersos no plasma ou ocalmsioenate ligados por pontes de plasma, e domínios enáulicos isolados. Os microagregados OdeA Me Mn encontram-se dispersos entre grãos do esqueleto ou ocupando o interior de cdaevsid ea poros planares. Os poros mais frequentes são de empacotamento ecxoom, pclavidades e raros poros planares, perfazendo 7% da área amostrada na ecomn tdaeg pontos. Quanto à gênese devem ser classificados como litoporos, pedoporos e broiosp. o Os componentes minerais do esqueleto são quartnzo me opolicristalino, microclina, plagioclásio, ortoclásio, moscovita, opacos, tr adçeo sbiotita, anfibólio, piroxênio e litoclastos. É frequente o revestimento dos grãos por cutãs odnetr acção e expansão, resultado da 193 acomodação dos grãos em torno da matriz argiloss ac.o Omponentes finos são argilominerais, componentes orgânicos sob forma de MOA e óxidoMs nd ea ssociados. Foram observadas tramas assépica, inssépica el sesséqpuicea. A trama assépica é relacionada provavelmente aos domínios de argoilcau lfal da detrítica, que sofreram pouco retrabalhamento pós-deposicional. A trama inssé peisctaá ligada aos domínios de argila próximos a poros planares e agregados de MOA,n sfloubê ni cia de processos eodiagenéticos. A trama esquelssépica relaciona-se também ao mnotvoim dee contração e expansão do material. Os pedocaracteres perfazem cerca de 3% da amooss tprari,n cipais são organomangãs dispersos na matriz, revestindo parcialmente c,a ncavisidades e poros planares; e argilãs de expansão e contração em torno dos grãos e algurons ploanares. VN16 Petrografia A classe textural predominante é argila com areuiait om fina e fina subordinadas, baixa quantidade de silte, seleção muito ruim,t acirsi ssubédricos a anédricos, angulares a subarredondados, subesféricos, prismáticos e emo rm peronporção alongados. Os grãos estão em sua maior parte imersos na matriz argilosa,p oreus aentando trama com contato pontual e tangencial pouco freqüente. Poros planares freeqsü enfotrmando planos que delimitam pequenos blocos submilimétricos angulares, menoopro prçrão de canais e cavidades. MOA e Mn em pequenos agregados ou dispersos na matrdizu,l onsó de goethita são observados 194 esparsos na matriz, fraturados por poros plananrdeicsa indo gênese anterior ao sepultamento do depósitos. A mineralogia dos componentes visíveis da fraçãeoia a(r19,9%) é representada basicamente por quartzo monocristalino, de exti nreçãtao por vezes ondulante, quase sempre fraturado. Tímida ocorrência de microclina, ortosciolá e plagioclásios, com quantidade significativa de moscovita. Biotita ocorre em trsa çnoa fração silte fino, junto com turmalina, litoclastos e quantidade um pouco maior de opa cos. Cerca de 55% da área total da lâmina é ocupada frpaeçlãao fina de cor cinza transparente ao opaco em alguns domínios, sob altuuzr anl plano polarizada. Os domínios mais transparentes exibem sob luz polarizada caru zaandisotropia moderada com forte orientação contínua em alguns casos, enquanto dioosm ímn ais opacos demonstram anisotropia muito fraca. Estas características mde evsetar relacionadas à gênese da fração fina e ao retrabalhamento por processos eodiagenétuic poesd oogenéticos. Processos eodiagenéticos iniciais, na transform adçoã osedimento por pedogênese, devido à associação de microagregados com domídneio sa rgila anisotrópica e ao desenvolvimento de uma estrutura em microblocosu larnegs limitados por poros planares de expansão e contração. Micromorfologia Esta amostra apresenta estrutura heterogênea ag êhnoemao, pedal na maior parte da lâmina com desenvolvimento fraco a moderado, msictruoteura em blocos milimétricos, de 10 a 20 mm, argila predominante sobre areia fina eto m fiunia dispersa. A orientação e aleatória a paralela, com padrão de distribuição aleatórpioa ra lelo, com organização parcial dos grãos 195 do esqueleto ao longo de planos ou poros planAa rdeiss.t ribuição c/f é porfírica simples com pequenos domínios gefúricos. Nuvens e fragment oMsO dAe e Mn são observados no interior dos agregados (peds), sempre fragmentadas por pploarnoasres. Porosidade formada por poros planares com menoticr iparção de cavidades e raros canais de iluviação. Estes poros apresentam esrap esdseu até 100 micra, com interconectividade tridimensional alta. São pedosp oer bioporos em sua maior parte, não deve haver ocorrência significativa de litoporos. Os constituintes minerais são representados por tzqou, abaixa proporção de feldspatos, moscovita e opacos freqüentes, traeç obsi odtita, turmalina, zircão e litoclastos. Alta concentração de opacos devido provavelmentael teàr ação dos minerais primários facilmente intemperizáveis dado os teores signtivfiocas de moscovita. Alteração anterior ao sepultamento devido a obliteração de estruturaus dposmeóficas por poros planares, como rotacionamento de fragmentos de cristais de feoldsp atlcalinos parcialmente corroídos, alterados e fragmentados por neoformaiçnã os itu de argilominerais. Componentes finos representados por argilominerais com impregnaçãaos i oncal de goethita ou lepidocrocita. MOA e óxidos de Mn dispersos são os constituinrtgeâs noicos. A matriz-S apresenta trama vossépica, em tornop dooross planares, argilassépica e inssépica no interior dos agregados (peds). A t raamrgailassépica está provavelmente associada aos domínios de argila detrítica que rsaomfr pouco retrabalhamento, seja por ação biológica ou pedogenética estrutural, do movimeenxtpoa nsivo e contrátil do material recém depositado devido ao encharcamento e drenagems sivuocse. s Os caracteres pedogenéticos perfazem 14% da lâ mreipnrae,sentados por argilãs de contração e expansão, nódulos de goethita, organngoãms a em microagregados ou preenchendo canais e poros planares, e ocorrêsnpcaiar sea de cutãs de iluviação (argilãs 196 simples). Os nódulos de hidróxidos de ferro indi caa mação de processos de gleização por água subterrânea. VN17 Petrografia De modo geral a textura é argilosa com areia mfiuniato dispersa e pouco silte, muito mal selecionada. Cristais anédricos a subédricnogsu,l ares a subangulares, rugosos a polidos. A trama apresenta grãos imersos na matriz com rcaornotsatos pontuais entre os grãos do arcabouço. Macroporos planares com inclinação elamç ãroe ao eixo normal da lâmina em torno de 30° ou menor. Estes poros devem estacri ornealados com superfícies de fricção ou contração e expansão. Acompanham os macroporoustu erasstr de alinhamento de clastos de areia média sugerem escorrimento superficial eme rsfíucpies de deflação de baixa energia. A rubificação ou xantização por ferro tinge boa p adrate lâmina, microagregados de material orgânico esparsos preenchendo poros planares poeur sdois na matriz. O quartzo monocristalino é o mineral mais repreasteivnot seguido por baixa quantidade de feldspatos alcalinos e plagioclámsio;s covita presente, traços de biotita, turmalina, litoclastos e opacos. Cristais de quoa tritnzgidos por goethita são frequëntes, em menor proporção grãos de feldspato parcialmentreo ícdors, alterados a argilominerais. A fração areia representa 21,5% da lâmina, atrav écos ndtagem de pontos. De acordo com a contagem de pontos a fração fpinrae srenta cerca de 44% da lâmina, de cor cinza transparente ou bruno-alaranjada dtain gpior goethita. A matriz possui 197 anisotropia moderada em torno de poros planarteesr,p rinetados como superfícies de fricção ou poros de expansão e contração. 198