análise geométrica e cinemática dos elementos litoestruturais das
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA GEO 064 – TRABALHO FINAL DE GRADUAÇÃO
Asafe dos Santos Santana
ANÁLISE GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA DOS ELEMENTOS LITOESTRUTURAIS DAS FORMAÇÕES
AÇURUÁ, TOMBADOR E CABOCLO NA REGIÃO NORTE DE LENÇÓIS – CHAPADA DIAMANTINA - BAHIA
SALVADOR 2011
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA GEO 064 – TRABALHO FINAL DE GRADUAÇÃO
Asafe dos Santos Santana
ANÁLISE GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA DOS ELEMENTOS LITOESTRUTURAIS DAS FORMAÇÕES
AÇURUÁ, TOMBADOR E CABOCLO NA REGIÃO NORTE DE LENÇÓIS – CHAPADA DIAMANTINA - BAHIA
Monografia apresentada à disciplina TFG II (Trabalho final de graduação), como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, orientado pelo professor Dr. Carlson de Matos Maia Leite.
SALVADOR 2011
TERMO DE APROVAÇÃO
ASAFE DOS SANTOS SANTANA
ANÁLISE GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA DOS ELEMENTOS LITOESTRUTURAIS DAS FORMAÇÕES
AÇURUÁ, TOMBADOR E CABOCLO NA REGIÃO NORTE DE LENÇÓIS – CHAPADA DIAMANTINA – BAHIA
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite – Orientador Petrobrás/Instituto de Geociências – UFBA Prof. Dra. Simone Cerqueira P. Cruz Instituto de Geociências – UFBA Geólogo. Reginaldo Alves dos Santos CPRM
Salvador, 15 de Julho de 2011
i
AGRADECIMENTOS
Primordialmente gostaria de agradecer a Aquele que me deu o dom da vida, e me
guiou em todos os meus caminhos, ao meu maior mestre, eu dirijo toda a minha gratidão.
Deus, obrigado por tudo!
Dedico este trabalho aos meus pais Emídio Santana e Irene Santana e agradeço-os
pelo grande incentivo, o apoio moral, a boa educação, as orações e o apoio financeiro onde
que por muitas vezes abriram mão deles mesmos para investirem em mim, eles são a razão
disso tudo.
Agradeço também ao amor da minha vida, minha namorada Maisa por ter estado todo
esse tempo comigo me ajudando chegar aqui. Aos meus amigos e professores da faculdade
que foram de grande importância para um maior enriquecimento intelectual. Agradeço aos
professores Carlson Leite e Antônio Jorge Magalhães pelos ensinamentos, a ANP (Agência
Nacional do Petróleo) pelo apoio financeiro, ao parceiro Caio Mueller pelo companheirismo e
a grande ajuda no meu TFG, a Antonia, Danilo, Antonio Jorge, Paulo, Nelise, Gleice, Walter,
Pedro, aos que já são geólogos e todos os outros que são muitos, fica o meu muito
OBRIGADO.
ii
“As derrotas se tornarão adubos para a vitória e
as falhas irrigarão a
capacidade de aprender”.
Augusto Cury
iii
RESUMO
A região à norte de Lençóis localizada na Chapada Diamantina, Bahia, é caracterizada
por mega-dobramentos suaves que definem o anticlinal da Serra do Sincorá. As litologias
são expostas a partir de uma janela erosional no meio do anticlinal, que pertencem à
Formação Açuruá, composta por metarenitos deltáicos; à Formação Tombador, composta
por metarenito fluviais, estuarinos, eólico e os metaconglomerados de leques aluviais do
Membro Lavras; e a Formação Cabloco, constituída por metassíltitos e metarenitos finos de
ambiente marinho raso. As análises dos lineamentos estruturais de relevo adquiridos em
feições lineares de drenagem e vales, permitiram diferenciar três direções de falhas e
fraturamento: NW-SE, N-S e W-E, agrupadas em dois estágios deformacionais D1 e D2. O
anticlinal da Serra do Sincorá foi a primeira estrutura deformacional a ocorrer no estágio D1,
formado a partir de um esforço E-W e, concomitante à mesma, foram geradas as fraturas
diagonais com as orientações nas direções NE-SW e NW-SE. As estruturas quais foram
geradas ao longo dos flancos do mega-anticlinal que serve como rampa de cavalgamento,
para o desenvolvimento das dobras subsidiárias pelo mecanismo do tipo fault-propagation-
fold. O estágio D2 representa a fase transcorrente sinistral e transtrativa, de tensão principal
NNW – SSE. Este estágio favoreceu a geração da falha do Rio São João. O padrão das
falhas associadas segue o sistema de cisalhamentos Riedel, com zonas de cisalhamentos
sinistrais e dextrais bem marcadas, representando assim o R (Riedel) marcado pela direção
N350 à N 300 e a R’ (Antiriedel) representadas pelas direções de aproximadamente de
N270 à N240. Intrusões básicas sob forma de diques cortam as formações sedimentares,
com orientação preferencial NW – SE.
PALAVRAS CHAVES: Anticlinal da Serra do Sincorá, estágio D1, Estágio D2, fault-
propagation-fold, cisalhamento Riedel.
iv
ABSTRACT
The northern of Lençóis city in Chapada Diamantina – Bahia, is characterized by gentle
folds with N-S orientation. All structures are included within the anticline of the Sincorá
Serra. The lithologies are exposed from an erosion window in the middle of the anticline,
when there are Açurua Formation, composed by deltaic metarenites, Tombador Formation
composed by fluvial metarenites, estuarine, eolic origins and alluvial metaconglomerates
from Lavras Member and Cabloco Formation that consists of siltstones and thin metarenites
of shallow marine origin. The analysis of structural relied lineaments has defined in three
classes of lineaments, that are NNW-SSE, N-S and W-E, grouped in two deformation stages
D1 and D2. The anticline of the Sincorá was the first structure deformation that occurred in
the D1 stage, where was formed directly from an effort E-W and the concomitantly occurred
the diagonal fractures in the directions of NNE-SSW, NNW-SSE and E-W. The structures
were created along the flanks of the anticline that serves as a thrust to development folds by
mechanism type as fault-propagation-fold. D2 stage represents a transcurrent, with the σ1
possitioned in the direction NNW - SSE. The são João Fault is releter to D2 stage and
associeted fault and fratures fallowed the Riedel shear model, with sinistral and dextral
kinematicas, where the R (Riedel) marked the direction N350 N300 and R' (Antiriedel)
represented the directions of approximately N270 to N240. The intrusions that cut through all
the basic sedimentation these are bodies of dykes, oriented NW – SE.
Keywords: Sincorá Sierra Anticline, D1 Stage, D2 Stage, Fault-propagation-fold, Riedel
shear.
LISTA DE FIGURAS
Figura 1: a) Mapa de situação da área de estudo no estado da Bahia; b) Mapa de
localização, com as principais vias de acesso. .................................................................... 16
Figura 2: Mapa tectônico simplificado do Cráton do São Francisco. CD- Chapada
Diamantina, ES- Espinhaço Setentrional, BSF- Baciado São Francisco e suas Faixas
Marginais (Orógenos Brasilianos). Modificado de Alkmim et al. (1993) e Alkmim (2004). .... 20
Figura 3: Mapa Geológico Regional Simplificado da Região da Chapada Diamantina.
Modificado por Cruz, 2004. BG – Bloco Gavião, BJ – Bloco Jequié, BRP – Bacia Rio Pardo,
ES – Espinhaço Setentional, CD – Chapada Diamantina. ................................................... 21
Figura 4: Mapa geológico da região da Chapada Diamantina, Bahia, Brasil. Compilado por
A.J. Pedreira em 1999, de diversas fontes. .......................................................................... 23
Figura 5: Coluna estratigráfica simplificada da Bacia Espinhaço – (Modificado de Guimarães
et al., 2005, por Santana, 2009). .......................................................................................... 24
Figura 6: Anticlinal do Pai Inácio e sua geologia. Fonte: Pedreira 1999, modificado de Kegel
(1959). ................................................................................................................................. 29
Figura 7: Domínios estruturais do grupo Chapada diamantina. Fonte: Danderfer 1990. ...... 30
Figura 8: Principais estruturas e relações entre os padrões de fraturamento na região da
Chapada Diamantina a sudeste de Mucugê. Fonte: Pedreira (1990). .................................. 31
Figura 9: Mapa geológico – estrutural simplificado da Chapada Diamantina com as
cinemáticas dextral e sinistral nas falhas que limitam a bacia de Irecê configurando um par
conjugado que converge para a região de Lençóis. Fonte: Danderfer et. al (1993). ........... 32
Figura 10: Imagem Landsat, com os traçados das principais lineamentos estruturais na área
de estudo. INPE, 2009. Fonte: Silva Filho 2009. .................................................................. 33
Figura 11: Imagem Landsat, mostrando os principais lineamentos traçados na área de
estudo. EMBRAPA 2009. Fonte: Silva Filho (2009). ............................................................ 34
Figura 12: Roseta com direções dos lineamentos estruturais traçados a partir da imagem
Landsat. N= 554. Fonte: Silva Filho (2009). ......................................................................... 35
Figura 13: Dobra e sua morfologia conhecida como sinclinal e anticlinal. Fonte: Subelj,
2006. ................................................................................................................................... 36
Figura 14: Morfologia de uma dobra. Fonte: Machado (2009). ............................................. 37
Figura 15: Classificação das dobras com base na linha de charneira. a. horizontal; b.
vertical; c. inclinada Fonte: Machado (2009). ....................................................................... 38
Figura 16: Classificação das dobras com base nos inter-flancos. Fonte: Machado (2009). . 39
Figura 17: Antiforme definido por dobras parasíticas assimétricas definidas como Z e S nos
flancos e simétrica em M na charneira. Fonte: Hobbs, Means & Williams (1976). ............... 39
Figura 18: kink band simples e seus respectivos planos. Fonte: Faill (1969). ...................... 40
Figura 19: Modelo de classificação de falha segundo Anderson (1942). .............................. 40
Figura 20: Movimentação relativa das falhas sinistral e dextral em relação ao observador. . 41
Figura 21: Cisalhamento conjugado Riedel (R1 e R2) em zona de cisalhamento sinistral,
resultando em desenvolvimento de falhas secundárias. Fonte: Ramsay (1987). ................. 42
Figura 22: Fraturas de cisalhamento R, R’ e P. Fonte Twiss (1992). ................................... 42
Figura 23: Bandas de deformação em arenitos porosos no Platô do Colorado. Fonte Aydin,
1978 .................................................................................................................................... 42
Figura 24: Tension gash com cinemática dextral, sendo preenchido por veios de quartzo.
Fonte: Larson (2003). .......................................................................................................... 43
Figura 25: a) diagrama de plano e (b) diagrama de isodensidade polar para anticlinal do Pai
Inácio, estrutura S0, com máximo 750p/254, plano máximo N344/150NE e Lb 60/150. ......... 50
Figura 26: Diagrama de contorno para os estratos dobrados da Formação Cabloco (n=13),
máximo 730p/315, plano máximo N45/160 SE e Lb 1.00p/052. ............................................. 52
Figura 27 : Diagrama de contorno para as estruturas dúcteis com (n=33), máximo 60p/058,
plano máximo N148/300 SW e Lb 020p/340. ........................................................................ 53
Figura 28: diagrama de contorno para as dobras fechadas com n=25, máximo 38p/248,
plano máximo N338/52 NE e Lb 07p/004. ............................................................................ 55
Figura 29: a) Diagrama de roseta (b) diagrama de isodensidade polar para as estruturas
rúpteis dúcteis (tension gashes, shear bands, diques e fraturas preenchida por quartzo),
máximo 110p/227 e plano máximo N317/790 NE. ................................................................. 58
Figura 30: a) Diagrama de roseta (b) Diagrama de isodensidade polar para as estruturas
rúpteis com n=44, máximo 340p/060 e plano máximo N1500/56 SW. ................................... 61
Figura 31: Estágio deformacional D1 para a parte norte da região de Lençóis. Caracterizada
pelo anticlinal da Serra do Sincorá com direção do esforço principal E-W e geração de
fraturas longitudinais, diagonais ao plano axial. No flanco do mega-anticlinal desenvolveram
dobas tipo Kink com os flancos evoluídos como falhas reversas. ........................................ 63
Figura 32: Estágio deformacional D2 transcorrente sinistral e transtrassivo, com a orientação
de campo de tensão principal NW – SE. .............................................................................. 65
Figura 33: a) Diagrama de roseta n = 94 (b) Diagrama de plano para as falhas dextrais e
sinistrais para a área de estudo. .......................................................................................... 66
Figura 34: Elipsóide de deformação uma zona de cisalhamento Riedel com as fraturas R –
R’. A falha de empurrão na direção do esforço principal, e perpendicular a esse esforço
ocorre a formação de falhas normais. .................................................................................. 66
LISTA DE FOTOS
Foto 1: Formação Açuruá em afloramento constituído por meta-arenito e metasiltito na BR –
242 próximo ao Morro do Pai Inácio. Ponto As 9. ................................................................ 45
Foto 2: Formação Açuruá com a paleocorrente em perfil composto por meta-arenito e
metassiltito na BR – 242 próximo ao Morro do Pai Inácio. Ponto As 10. .............................. 45
Foto 3: Estratificação planoparalela nos meta-arenitos com níveis de conglomerado na
Formação Tombador. Ponto As22. ...................................................................................... 46
Foto 4 e 5: Estratificações cruzadas nos meta-arenitos da Formação Tombador na trilha do
sossego. Marcas de onda nos meta-arenito da Formação Tombador do rio Mucugezinho.
Pontos AS29 e As20 respectivamente. ................................................................................ 47
Foto 6: Metaconglomerado do Membro Lavras da Formação Tombador. Ponto As21 ......... 47
Foto 7: Greta de ressecamento na Formação Tombador na Gruta do Lapão. Ponto As23. 48
Foto 8: Bandas de Maré no Morro do Pai Inácio Formação Tombador. Ponto As12 ............ 48
Foto 9: Formação Caboclo composto pela alternância de camadas de argilito e siltito. Ponto
As18. ................................................................................................................................... 49
Foto 10: Kink e dobra de arrasto reversa (dobra por propagação de falha inversa), na
Formação Caboclo, afloramento, próximo à cidade de Lençóis. Ponto: As18. .................... 51
Foto 11: Dobra em Kink nas camadas da Formação Tombador, Gruta do Lapão. Ponto
As23. ................................................................................................................................... 52
Foto 12: Dobra isoclinal na Formação Tombador, ao lado da estrada da BR-242, trecho
entre Lençóis e o Morro do Pai Inácio. Ponto As56 ............................................................. 54
Foto 13: Dobra isoclinal com o plano axial N340/50 NE na Formação Tombador, ao lado da
estrada da BR-242, trecho entre lençóis e o Morro do Pai Inácio. Ponto As56 .................... 54
Foto 14: Estilólitos na Formação Açuruá sendo observado em perfil. Ponto As1. ................ 55
Foto 15: Shear bands nos metarenitos fluviais da Formação Tombador. Ponto As50. ......... 56
Foto 16: Tension gashes com direção N190 nos meta-arenitos fluviais da Formação
Tombado trilha que segue para a gruta do Lapão. Ponto As27. .......................................... 57
Foto 17: Fratura aberta com o preenchimento por veios de quartzo recristalizado. Ponto As
29 ........................................................................................................................................ 57
Foto 18: Plano de falha com degraus na Formação Açuruá com atitude N190/70 SW. Ponto
As9. ..................................................................................................................................... 59
Foto 19: Falha reversa encontrada na dobra da Gruta do Lapão na Formação Tombador de
ambiente estuarino. ............................................................................................................. 59
Foto 20: Falhas de cisalhamento formando par conjugado, orientados segundo a direção
N10 e N315 no arenitos fluviais da Formação Tombador no Morro do Pai Inácio. Ponto
As13 .................................................................................................................................... 60
Foto 21: Cinemática dextral na falha que corta os metaconglomerados do Membro Lavras.
As61 .................................................................................................................................... 60
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO.............................................................................................................. 13
1.1 Objetivo ................................................................................................................. 14
1.2 Justificativa ............................................................................................................ 15
1.3 Localização e Acesso ............................................................................................ 16
1.4 Metodologia ........................................................................................................... 17
a) Fase pré-campo .................................................................................................... 17
b) Fase campo ........................................................................................................... 17
c) Fase pós-campo .................................................................................................... 18
2 GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................................... 19
2.1 Introdução ............................................................................................................. 19
2.2 Cráton do São Francisco ....................................................................................... 19
2.3 Aulacógeno do Paramirim ...................................................................................... 20
2.4 Unidades Litológicas .............................................................................................. 23
2.4.1 Embasamento Pré-Espinhaço ........................................................................ 25
2.4.2 Supergrupo Espinhaço ................................................................................... 25
2.4.3 Supergrupo São Francisco ............................................................................. 27
2.4.4 Intrusões Básicas ........................................................................................... 28
2.5 Geologia Estrutural Regional ................................................................................. 29
3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA .................................................................................... 36
4 LITOESTRATIGRAFIA DA ÁREA DE ESTUDO ........................................................... 44
4.1 Introdução ............................................................................................................. 44
4.2 Unidades Geológicas da Área de Estudo .............................................................. 44
4.2.1 Formação Açuruá ........................................................................................... 44
4.2.2 Formação Tombador ...................................................................................... 46
4.2.3 Formação Cabloco ......................................................................................... 49
5 ANÁLISE DESCRITIVA E CINEMÁTICA DAS LITOESTRUTURAS DA ÁREA DE
ESTUDO .............................................................................................................................. 50
5.1 Estruturas Dúcteis - Rúpteis .................................................................................. 50
5.2 Estruturas Rúpteis ................................................................................................. 58
5.3 Fases Deformacionais ........................................................................................... 61
5.3.1 Estágio deformacional D1 ............................................................................... 62
5.3.2 Estágio deformacional D2 ............................................................................... 64
6 CONCLUSÃO ............................................................................................................... 68
7 REFERÊNCIAS ............................................................................................................ 70
8 ANEXO I ....................................................................................................................... 75
9 ANEXO II ...................................................................................................................... 76
13
1 INTRODUÇÃO
A região da Chapada Diamantina possui vários registros sedimentares cíclicos,
que vem sendo depositados a bilhões de anos. Porém, nem toda a parte dessa
região possui um trabalho litoestrutural e cronoestratigráfico de detalhe. Com base
nas análises bibliográficas de trabalhos já realizados na área de estudo e visitas de
campo para a coleta de dados foi elaborado este Trabalho Final de Graduação, cuja
área abrange a região da Chapada Diamantina nos arredores da cidade de Lençóis.
Geologicamente, a área está situada no domínio das rochas
metassedimentares terrígenas da Sinéclise da Chapada Diamantina, e é
caracterizada por dobramentos suaves com eixos orientados norte-sul. As litologias
predominantes são arenitos finos, siltitos e argilitos do Grupo Paraguaçu,
representados pela formação Açuruá, sobrepostos por arenitos, conglomerados e
pelitos do Grupo Chapada Diamantina, representado pela Formação Tombador,
onde tempos atrás foram explorados diamantes (Pedreira, 1999) e a Formação
Caboclo constituído por metapelitos e metasiltito de ambiente marinho raso.
Nesta parte do trabalho serão descritas as principais unidades litológicas que
ocorrem na região da Chapada Diamantina, com ênfase na Chapada Diamantina
Oriental, onde ocorrem rochas relacionadas ao Cráton do São Francisco e
coberturas sedimentares cratônicas.
14
1.1 Objetivo
O objetivo deste trabalho é a descrição litoestrutural de afloramentos dos
Grupos Paraguaçu e Chapada Diamantina na região de Lençóis, visando a
interpretação cinemática e dos processos responsáveis pela deformação de suas
rochas metassedimentares de baixo grau e a elaboração de um modelo estrutural
evolutivo associado ao evento orogênico subseqüente à deposição das fácies
sedimentares.
Como metas de trabalho, pretendem-se, com este trabalho final de graduação:
Aprimorar a formação profissional teórica, através da realização de
trabalhos de campo, analise estrutural, estudos e descrições micro e
macroscópica.
Desenvolver metodologia de pesquisa científica, favorecendo a
continuidade dos estudos em nível de pós-graduação e/ou a inserção no
mercado de trabalho.
Desenvolver competência em análise de feições estruturais (fraturas,
falhas, dobras, determinação do campo dos esforços e de seus efeitos
na mineralogia e nas microestruturas das fácies deformadas).
15
1.2 Justificativa
A análise descritiva e cinemática litoestrutural constitui importante metodologia
teórica para o entendimento dos eventos geológicos pretéritos, na compreensão da
dinâmica dos ambientes, e conseqüente história geológica evolutiva de uma
determinada área de estudo, logo devido a falta de um estudo estrutural de detalhe
este trabalho busca um entendimento estrutural mais apurado para a área da
chapada diamantina.
A proposta deste trabalho é a análise das estruturas nessa região, de modo a
contribuir na construção do conhecimento científico da análise estrutural, e a
influência na estruturação geomorfológica local.
16
1.3 Localização e Acesso
A área de estudo do Trabalho Final de Graduação está inserida na região da
Serra do Sincorá, situada no central do Estado da Bahia, na borda oriental da
Chapada Diamantina. A figura 1 indica a extensão longitudinal 12027’0” e 12031’30”
e transversal da área 41030’0” e 41022’30”, bem como os municípios situados ao
redor como Palmeiras, Seabra e Andaraí. Para chegar até a área de estudo, deve-se
seguir, a partir de Salvador, pela BR-324 até Feira de Santana e depois pela BR-116
até o entroncamento com a BR- 242.
Figura 1: a) Mapa de situação da área de estudo no estado da Bahia; b) Mapa de localização, com as
principais vias de acesso.
17
1.4 Metodologia
A metodologia utilizada no desenvolvimento deste trabalho final de graduação
constou em três etapas inter-relacionadas.
a) Fase pré-campo
Ao longo desta etapa de trabalho foram desenvolvidas as seguintes atividades:
Levantamento de pesquisa bibliográfica com a finalidade de atualizar os
conhecimentos já adquiridos e novos conhecimentos acerca do tema e área
propostos.
Sensoriamento remoto, utilizando imagens de satélite e fotografias aéreas,
além de mapas existentes.
Interpretação das imagens Landsat, com traçado das megaestruturas e
tratamento dos dados com o programa ARCGIS, para a confecção de diagrama de
freqüência das direções dos lineamentos.
b) Fase campo
Foram feitas 04 campanhas ao campo, incluindo a de reconhecimento da área
e de treinamento da metodologia de análise descritiva e cinemática das estruturas.
Nessas campanhas coletaram-se medidas de azimute e mergulho de acamamento e
das feições estruturais que ocorrem na área de estudo para confecção de diagramas
e seções estruturais.
Foram coletadas dez amostras de rocha em locais definidos como zonas de
cisalhamento, zonas de charneiras e flancos de dobras e estudos da composição
mineral e das microestruturas presentes.
18
c) Fase pós-campo
Nesta fase do trabalho foram desenvolvidas atividades referentes ao:
Tratamento dos dados estruturais obtidos no campo utilizando o geosoftware
STEREONET e interpretação cinemática das estruturas e elaboração da monografia.
19
2 GEOLOGIA REGIONAL
2.1 Introdução
Nesta parte do trabalho são descritas as principais unidades litológicas que
ocorrem na região da Chapada Diamantina, com ênfase na Chapada Diamantina
Oriental, onde ocorrem rochas do embasamento do Cráton do São Francisco e suas
coberturas metassedimentares.
2.2 Cráton do São Francisco
O Cráton do São Francisco (CSF) corresponde a um segmento crustal
consolidado no Paleoproterozóico, representado na parte nordeste pelos blocos
Gavião, Jequié e Serrinha, todos de idade arqueana com retrabalhamento
paleoproterozóico. Segundo Almeida (1967, 1977), o Craton do São Francisco
abrange principalmente os estados da Bahia e de Minas Gerais e é a mais bem
exposta e estudada unidade tectônica do embasamento da plataforma sul-
americana. Seus limites são definidos pelas faixas móveis: Brasília, Rio Preto,
Riacho do Pontal, Sergipana e Araçuaí (Fig. 2).
De acordo com Barbosa (2003), no interior do CSF tem-se o Aulacógeno do
Paramirim, que representa um rifte abortado, invertido e orientado segundo N-S, no
qual se depositaram as rochas metassedimentares dos Supergrupos Espinhaço
(Mesoproterozóico) e São Francisco (Neoproterozóico). A bacia na qual se
acumularam as rochas siliciclásticas do Supergrupo Espinhaço originou-se por volta
de 1,7 Ga (Barbosa et al, 2003). Neste rifte seis seqüências deposicionais se
acumularam: Paraguaçu, Rio dos Remédios, Tombador-Caboclo e Morro do Chapéu
(Província Chapada Diamantina), além das seqüências da Borda Leste, Espinhaço e
Gentio do Ouro (Província do Espinhaço Setentrional).
Os limites do CFS foram recentemente redefinidos por Alkmim (2004), a partir
dos trabalhos de Cruz (2004), considerando o envolvimento crustal na parte sul do
embasamento do Aulacógeno do Paramirim durante o Evento Brasiliano de
formação do Orógeno Araçuaí.
20
Figura 2: Mapa tectônico simplificado do Cráton do São Francisco. CD- Chapada Diamantina, ES-
Espinhaço Setentrional, BSF- Baciado São Francisco e suas Faixas Marginais (Orógenos
Brasilianos). Modificado de Alkmim et al. (1993) e Alkmim (2004).
2.3 Aulacógeno do Paramirim
O Aulacógeno do Paramirim (Fig. 3), localizado na porção nordeste do Cráton
do São Francisco, é um rifte parcialmente invertido e representa o sítio deposicional
das duas maiores unidades de cobertura, os supergrupos Espinhaço e São
Francisco, de idades paleo/mesoproterozóica e neoproterozóica, respectivamente.
Segundo Cruz & Alkmim (2006), esse aulacógeno evoluiu a partir de riftes
superpostos e parcialmente invertidos de idades paleo e neoproterozóica. Ainda de
acordo com os mesmos autores, é possível individualizar, no aulagóceno, uma zona
de máxima inversão de orientação NNW-SSE, o Corredor de Deformação do
Paramirim (Alkmim et al, 1993), que abrange a porção oeste do Bloco do Gavião e
as unidades dos supergrupos Espinhaço e São Francisco depositados nas bacias do
Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina Ocidental.
O Aulacógeno do Paramirim possui como substrato rochas arqueanas e
paleoproterozóicas e um grande volume de plutônicas. A colocação dos plútons se
deu por volta de 1.75 Ga, em concomitância com a primeira fase evolutiva do
21
aulacógeno, a qual é registrada na cobertura vulcânica e por sedimentos
continentais do Grupo Rio dos Remédios.
Figura 3: Mapa Geológico Regional Simplificado da Região da Chapada Diamantina. Modificado por
Cruz, 2004. BG – Bloco Gavião, BJ – Bloco Jequié, BRP – Bacia Rio Pardo, ES – Espinhaço
Setentional, CD – Chapada Diamantina.
A região da Chapada Diamantina, denominada Bacia de Lençóis por Inda &
Barbosa (1978), compreende dois domínios um Ocidental e outro Oriental, sendo
separados pelo Lineamento Barra do Mendes-João Correia (Sá et al, 1976). No
Domínio Ocidental, os dobramentos são apertados e o vulcanismo intenso; no
Oriental, as dobras são suaves e o magmatismo restrito principalmente à intrusões
básicas.
A Chapada Diamantina é uma bacia do tipo rifte-sinéclise, com o estágio rifte
representado pelo vulcanismo Rio dos Remédios e o estágio sinéclise pelos
depósitos continentais e marinhos dos grupos Paraguaçu e Chapada Diamantina,
22
este último composto pelas formações Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu
(Guimarães et.al.2005).
A Chapada Diamantina Oriental é uma bacia do tipo foreland, preenchida por
sedimentos provenientes da Faixa Jacobina-Contendas-Mirante) (Pedreira et. al.
1999). O início dessa evolução é marcado por magmatismo datado pelo método U-
Pb em zircão em 1748 Ma e 1752 Ma (Babinsky et al.1994, apud Pedreira 1999) e
(Schobbenhaus et al.1994).
Guimarães et al, (2005) sugerem a existência de duas bacias superpostas e
diacrônicas na Chapada Diamantina numa bacia do tipo rifte-sag de idade
estateriana (1.8-1.6 Ga) sendo este rifte-sag do Espinhaço e outra bacia do tipo
sinéclise, de idade caliminiana (1.6-1.4 Ga) sendo este a fase sinéclise Chapada
Diamantina.
Segundo Guimarães et al, (2005) o Espinhaço Oriental evoluiu segundo três
fases tectônicas: pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte. A fase pré-rifte, representada pela
Formação Serra da Gameleira é composta de depósitos eólicos relacionados a uma
seqüência deposicional, acumulada num espaço bacinal raso, derivado de flexura
litosférica. A fase sin-rifte compreende duas seqüências estratigráficas: a primeira é
representada por rochas vulcânicas/ subvulcânicas ácidas e vulcanoclásticas,
pertencentes à Formação Novo Horizonte, e a segunda seqüência é constituída por
rochas metassedimentares constituídas por fácies lacustres, flúvio-deltáicos eólicos
e leques aluviais agrupadas nas formações Lagoa de Dentro e Ouricuri do Ouro. A
fase pós-rifte (sag) compreende depósitos eólicos da Formação Mangabeira e
marinhos rasos da Formação Açuruá, que integram o Grupo Paraguaçu.
A segunda bacia superposta, que corresponde à sinéclise Chapada Diamantina
é composta pelas Formações Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu, do Grupo
Chapada Diamantina. A Formação Tombador é composta por metarenitos e
metaconglomerados de fácies fluviais, eólico e deltaico, a Formação Cabloco é
composta por metapelitos e metasiltito interpretado como fácies marinho raso a
litorânea e a Formação Morro do Chapéu compostos por metarenitos e
metaconglomerados de fácies flúvio - estuarina.
23
2.4 Unidades Litológicas
As unidades presentes no âmbito regional estão representadas pelo:
Embasamento Pré-Espinhaço representado Complexo Gavião e Paramirim; O
Supergrupo Espinhaço representado pelos grupos Grupo Rios dos Remédios,
Paraguaçu e Chapada Diamantina. O mapa Geológico Regional (Fig. 4) mostra os
principais compartimentos geológicos na região da Chapada Diamantina e a coluna
estratigráfica regional (Fig. 5).
Figura 4: Mapa geológico da região da Chapada Diamantina, Bahia, Brasil. Compilado por A.J.
Pedreira em 1999, de diversas fontes.
Gnaisse & Migmatitos
Gnaisse & Migmatitos
Gr. Rio dos remédios
Fm. Bebedouro
Fm. Salitre
24
Figura 5: Coluna estratigráfica simplificada da Bacia Espinhaço – (Modificado de Guimarães et al.,
2005, por Santana, 2009).
25
2.4.1 Embasamento Pré-Espinhaço
O Bloco Gavião situado a Oeste da Chapada Diamantina, representa uma
vasta área de exposição do embasamento arqueano e é um dos segmentos crustais
mais antigos até aqui reconhecidos na América do Sul, com idades radiométricas
variando entre 3,5 a 2,7Ga (Cunha et al., 2000). Leal (1998) evidenciam dois grupos
de TTG’s, datados por U-Pb em zircões metamorfisados na fácies anfibolito. No
primeiro grupo, com idades entre 3,4–3,2 Ga, (TTG Sete Voltas/Boa Vista Mata
Verde e Tonalito Bernarda) e no segundo, com idades de 3,2-3,1 Ga. (Granitóides
Serra do Eixo/Mariana/Piripá).
Esses dois grupo de rochas constituídos essencialmente por ortognaisses
migmatítcos de composição tonalito-trondhjemitico-granodiorio, remanescentes de
seqüências vulcanosedimentar tipo greenstone belt e por associações supracrustais
que abrangem gnaisses leptitos e anfibolitos de médio grau metamórfico. Estes
ortognaisses são interpretados como produto da fusão parcial da crosta continental
antiga, durante o fechamento das bacias intercratônicas.
Pelo menos dois eventos de migmatização estão presentes no Bloco Gavião:
um, ocorrido no Mesoarqueano, em 2,9 Ga (Leal et al., 1996), e outro datado em 2,1
Ga, no Riaciano (Cunha et al, 2000).
Segundo Guimarães et al, (2005) os ortognaisses migmatíticos do Bloco
Gavião guardam registros de eventos tectônicos pré-brasilianos que são superposto
pela deformação de idade brasiliana.
2.4.2 Supergrupo Espinhaço
Rocha & Dominguez (1993) e outros interpretam o Supergrupo Espinhaço
como um rifte abortado que sofreu deformação e metamorfismo somente na
Orogênese Brasiliana.
Segundo Guimarães et al, (2005) o Supergrupo Espinhaço consiste de uma
megassequência depositado em riftes estaterianos segmentados pelos domínios
Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina. Esse Supergrupo engloba uma
sucessão de sedimentos de natureza predominantemente terrígena, com
contribuições vulcânicas ácidas a intermediárias em sua base.
26
O Supergrupo Espinhaço é subdividido nos Grupos Rio dos Remédios,
Paraguaçu e Chapada Diamantina (Fig. 6).
a) Grupo Rio Dos Remédios
O Grupo Rio dos Remédios è composto por rochas metavulcânicas ácidas e
metassedimentares. As rochas vulcânicas são representadas por metariolitos,
metadacitos, metatraquitos, metatufitos, metaconglomerados e metabrechas
vulcânicas. Em certos locais elas têm intercalações de quartzitos, quartzitos
sericíticos, conglomerados constituídos por seixos de quartzo, bem como xistos com
alumínio-silicatos. Grande parte dessas rochas vulcânicas está transformada em
xistos quartzosos e sericíticos, geralmente com evidências de catáclase (Guimarães
et al, 2005).
b) Grupo Paraguaçu
O Grupo Paraguaçu datado entre 1,6 e 1,7 Ga, é representados pelas
Formações Mangabeira (Schobbenhaus & Kaul, 1971 Guimarães et al, 2005) e
Açuruá (Inda & Barbosa, 1978; Guimarães et a., 2005), esta ultima equivale à
Formação Guiné, definida por Montes (1977).
A Formação Mangabeira é composta em sua parte inferior por metarenitos
finos a médios e por níveis de metarenitos conglomeráticos, e na parte superior
consiste de metarenitos finos a médios, bimodais, intercalados a camadas
decimétricas de metargilitos. O paleoambiente interpretado para esta formação é
fluvial e eólico.
A Formação Guiné é composta na base, por metasedimentos finos,
principalmente siltitos, em sua parte superior é constituída por arenitos médios, com
matriz argilosa. A sedimentação é interpretada como tendo ocorrido em ambiente
transicional e marinho (Pedreira, 1994; Guimarães et al, 2005).
27
c) Grupo Chapada Diamantina
O Grupo Chapada Diamantina, datado entre 1,6 e 1,0 Ga, compreende as
Formação Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu. Este grupo representa o estágio
sinéclise do Supergrupo Espinhaço.
A Formação Tombador é constituída essencialmente por arenitos intercalados
com fácies argilosas, bem como, por conglomerados sustentados por matriz e
seixos. Sua deposição teria ocorrido em ambientes de leque aluvial, fluvial e eólico e
de ambientes transicionais marcando períodos transgressivos segundo Savini &
Raja Gabaglia (1997).
A Formação Caboclo é composta por metarenitos com marcas onduladas
sobrepostos por arenitos maciços e por argilitos. No topo, ocorrem siltitos e argilitos
com marcas onduladas e siltitos retrabalhados por ondas de tempestade
(estratificação cruzada hummocky) com pequenas lentes de carbonato dolomítico
(Pedreira, 1994). O paleoambiente da Formação Caboclo é interpretado como
ambiente marinho (Guimarães et al, 2005).
A Formação Morro do Chapéu (Pedreira, 1994), tem caráter continental e aflora
na região da cidade de Morro do Chapéu, a norte de Palmeiras e na região entre
Wagner e Tanquinho. A Formação Morro do Chapéu abrange diversos ciclos de
sedimentação que começam por conglomerados polimíticos com estratificação
cruzada acanalada de grande porte e terminam com argilitos ou arenitos finos
formando estratificações cruzadas e plano-paralelas. A sedimentação é interpretada
como tendo ocorrido em ambientes fluvial e eólico
2.4.3 Supergrupo São Francisco
O Supergrupo São Francisco compreende sedimentos glacio-marinhos
recobertos carbonatos com intercalações de siliciclásticos, que correspondem,
respectivamente, às formações Bebedouro e Salitre do Grupo Una (Fig 4).
A Formação Bebedouro, segundo Pedreira (1994), é composta por diamictitos,
siltitos calcíferos e pelitos de origem glacial. Os diamictitos podem ser maciços ou
estratificados apresentando clastos de gnaisse, pegmatito, sílex, argilito, quartzito e
calcário. A deposição da Formação Bebedouro ocorreu em ambiente plataformal
marinho, com influência glaciogênica (Guimarães, 1996).
28
Segundo Pedreira (1994), a Formação Salitre consiste em calcilutitos,
calcissiltitos, calcarenitos, dolomitos e silexitos. Os três primeiros, em geral, estão
associados à laminitos algais e a calcários intraclásticos. Os calcarenitos,
juntamente com os silexitos, podem ser oolíticos / oncolíticos. Alguns estromatólitos
estão associados aos silexitos com colunas cilíndricas. A deposição da Formação
Salitre ocorreu em ambiente marinho raso, do tipo rampa carbonática, em ambiente
do tipo planície de maré (Leão & Dominguez 1992).
2.4.4 Intrusões Básicas
Ocorrem como diques e sills com ampla distribuição regional e intrudem todo o
conjunto vulcanosedimentar do Supergrupo Espinhaço e domínios da Chapada
Diamantina. Constituem corpos verticalizados, com orientação preferencial NNW e
dimensões variadas, podendo alcançar até 400m de largura aflorante e extensão de
45km. Duas gerações de rochas máficas são definidas (Danderfer 2000): a primeira
representada por leucogabro cinza – escuro e cinza - esverdeado, fino, foliado,
constituindo corpos de dimensões reduzidas. A segunda geração é constituída por
gabro isotrópico, cinza-escuro e verde, de granulação média a grossa, com textura
inequigranular e cristais de até 1 cm de comprimento de plagioclásio saussuritizado
e augita parcialmente tremotilizada,envolvidos em uma matriz de plagioclásio.
Sá et. al ( 1976b) apontaram um intervalo entre 1.200 e 500 Ma para essas
intrusões básicas, a partir de determinações geocronológicas K-Ar, Babinsk et al.
(1999) obtiveram idade U-Pb, em zircões de anfibólio-gabro na Formação
Mangabeira (Grupo Paraguaçu), de 1.514 Ma. Essas idades podem representar o
registro de dois diferentes pulsos extensionais, durante a evolução do Supergreupo
Espinhaço. Schobbenhaus (1993) considera que esse magmatismo básico tardio
assinala o início da fase extensional pós-Espinhaço, ocorrido em torno de 1.000 Ma,
que provocou a geração do rifte Santo Onofre.
29
2.5 Geologia Estrutural Regional
A região da Chapada Diamantina é caracterizada por dobramentos suaves com
eixos orientados na direção N-S. Pedreira (1999) considera a Chapada Diamantina
Oriental como uma bacia foreland, preenchida por sedimentos provenientes da Faixa
Jacobina/Contendas-Mirante. Dominguez (1993) classificou a mesma como uma
bacia polifásica, contendo mais de um ciclo tectônico/sedimentar. Está região e
conhecida por apresentar dobras moderadamente fechadas, na porção ocidental,
que passam em direção a leste, para dobras suaves e abertas (Danderfer, 1990).
Um exemplo de dobra desse tipo é o anticlinal do morro do Pai Inácio (Fig. 6).
Legenda : 1 – Grupo Una; 2 – Formação Caboclo; 3 – Formação Tombador; 4 – Grupo
Paraguaçu.
Figura 6: Anticlinal do Pai Inácio e sua geologia. Fonte: Pedreira 1999, modificado de Kegel (1959).
Danderfer (1990) foi o primeiro a estudar a Chapada Diamantina com foco
estrutural mais detalhado. Em seu trabalho, a região foi dividida em quatro domínios
estruturais, com base na distribuição espacial, orientação, freqüência e estilos dos
elementos tectônicos de cada um deles. Os domínios foram: (1) Morro do Chapéu;
(2) Gentio do Ouro; (3) Piatã; e (4) Bacia de Irecê (Fig. 7). Silva (1994) preferiu
separar a bacia de Una-Utinga do domínio estrutural de Piatã, pelo fato da bacia
apresentar características tectônicas peculiares.
E W
30
Figura 7: Domínios estruturais do grupo Chapada diamantina. Fonte: Danderfer 1990.
Danderfer (1990) observou a presença de dois padrões estruturais distintos. O
primeiro corresponde a um sistema de dobras e falhas de empurrão, de abrangência
regional com orientação NNW-SSE a N-S. O segundo, de ocorrência restrita nos
sedimentos do Grupo Una na bacia de Irecê, corresponde a um sistema de dobras e
falhas de empurrão com orientação E-W. Danderfer (1990) conclui que existem dois
eventos de compressão regional (E1 e E2) ambos os eventos seriam de idade
brasiliana, observados nos litotípos do Grupo Chapada Diamantina (E1), e registrado
também registrados nos sedimentos do Grupo Una (E2). As rochas sedimentares
carbonáticas da bacia de Irecê estão estruturadas formando um sinclinal regional e
contato entre o flanco desse sinclinal com as unidades do super - Grupo Espinhaço
é de natureza tectônica resultante do empurrão e/ou deslizamento das rochas
carbonáticas sobre o as unidades do Super - Grupo Espinhaço.
Do ponto de vista geomorfológico, Pedreira (1990) e Danderfer Filho (1990)
consideram que os vales se instalaram segundo estruturas do padrão de
cisalhamento do tipo Riedel, a partir da observação das orientações dos diques que
31
cortam nos vales e preenchem as fraturas, que são controladas por um esforço
regional de cinemática sinistral na Serra do Sincorá. Na subzona central na figura 9,
devido à alta taxa de deformação ocorre um alinhamento das fraturas no sentido
NNE-NNW, as quais são cortadas por fraturas transversais que ligam as suas
extremidades a outras de direção NNW-NSE, formando um sigmóide (Riedel Shear,
Apud G. Wilson, 1982). Abaixo são vistas as relações entre os padrões de
fraturamento em uma zona de cisalhamento, na região à sudeste da cidade de
Mucugê (Fig. 8).
Figura 8: Principais estruturas e relações entre os padrões de fraturamento na região da Chapada
Diamantina a sudeste de Mucugê. Fonte: Pedreira (1990).
32
Bonfim & Pedreira (1990), no projeto Seabra descreveram a falha do Rio São
João que se estende desde sudeste da cidade de Palmeiras, bordejando pelo leste a
“bacia” de Irecê até o limite setentrional da Folha Seabra. Estes autores sugerem
que essa falha possui movimento transcorrente, sinistral, indicado por sigmóides e
fraturas conjugadas em conglomerados da Formação Tombador. Bonfim & Pedreira
(1990) consideram que a abertura se deu concordante com a cinemática sinistral da
Falha do Rio São João, enquanto Danderfer et. al (1993) interpreta a mesma como
sendo parte de um par conjugado com cinemática sinistral e dextral (Fig. 9).
Figura 9: Mapa geológico – estrutural simplificado da Chapada Diamantina com as cinemáticas
dextral e sinistral nas falhas que limitam a bacia de Irecê configurando um par conjugado que
converge para a região de Lençóis. Fonte: Danderfer et. al (1993).
33
Silva Filho (2009), a partir do tratamento das fotografias aéreas e imagens de
satélites, sugeriu a presença de falhas e fraturas com orientação preferencial N-S
subordinadamente segundo um padrão NW – SE em Lençóis (Fig. 10 e 11).
Figura 10: Imagem Landsat, com os traçados das principais lineamentos estruturais na área de
estudo. INPE, 2009. Fonte: Silva Filho 2009.
34
Figura 11: Imagem Landsat, mostrando os principais lineamentos traçados na área de estudo.
EMBRAPA 2009. Fonte: Silva Filho (2009).
35
O tratamento para as direções dos lineamentos dos traçados estruturais
sugerem uma direção principal NW-SE para as orientações dos relevos (Fig. 12).
Figura 12: Roseta com direções dos lineamentos estruturais traçados a partir da imagem Landsat. N=
554. Fonte: Silva Filho (2009).
36
3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
A fundamentação teórica terá como base apenas as estruturas que serão
apresentadas neste trabalho, ordenadas apartir de um modelo evolutivo
geotectônico que a mesma se ocorrem na área. A principal mega-estrutura estuda
neste trabalho é conhecida como o anticlinal da Serra do Sincorá. Os anticlinais são
dobras cujos flancos mergulham em sentido oposto e etimologicamente anticlinal
significa mergulhando para lados opostos (Subelj, 2006). Se os flancos mergulharem
para o mesmo sentido, a dobra é chamada de sinclinal (Fig.13).
Figura 13: Dobra e sua morfologia conhecida como sinclinal e anticlinal. Fonte: Subelj, 2006.
Os anticlinais e sinclinais são megadobras onde outrora eram superfícies
planares que quando submetidas ao deformação dúctil tornaram-se curve planares.
Os elementos geométricos de uma dobra são (Fig.14):
Linha de crista (Lc): É o elemento geométrico mais elevado de uma dobra. Esta
linha em geral coincide com a charneira das dobras.
Plano ou superfície axial (Sa): Pode ser definida como uma superfície que
divide a dobra o mais simetricamente possível sendo também conhecida por conter
o traço axial da dobra.
37
Flancos ou limbos (Fl): Superfícies que se estendem por ambos os lados da
charneira, ou seja, que são separadas pelo plano axial.
Plano de inflexão da dobra (Li): É o ponto máximo em que a dobra muda de
direção.
Figura 14: Morfologia de uma dobra. Fonte: Machado (2009).
A classificação de uma dobra pode ser feita a partir da posição espacial de
seus elementos geométricos (linha de charneira e superfície axial), na combinação
entre estes elementos, na variação da superfície dobrada e combinando estas
classificações com critérios geométricos ou estratigráficos (Machado, 2009).
As dobras se classificam de acordo com a posição da linha de charneira, que
podem ser divididas em três tipos principais: horizontais, verticais e inclinadas (Fig.
15). São consideradas dobras horizontais quando o caimento do eixo situa-se entre
o intervalo de 0° a 10°, inclinadas de 10° a 80° e verticais de 80° a 90°.
38
Figura 15: Classificação das dobras com base na linha de charneira. a. horizontal; b. vertical; c.
inclinada Fonte: Machado (2009).
Esta classificação pode ser feita em relação à simetria da dobra ou em relação
à sua posição no espaço. De acordo com Machado (2009) no primeiro caso a
superfície axial corresponde a uma superfície bissetora, com as dobras sendo
divididas em dois grupos: simétricas e assimétricas. No segundo caso as dobras
podem ser definidas como normais, inversas e recumbentes.
As dobras normais possuem suas superfícies axiais sub-verticais, ou seja, com
ângulo entre 80° e 90°.
As dobras inversas ou inclinadas possuem suas superfícies axiais com ângulo
entre 10° e 80°.
Podemos classificar as dobras de acordo com o ângulo interno formado pelos
seus flancos através de duas tangentes que passam pelos pontos de inflexão da
superfície dobrada (Fig. 16) sendo classificadas como:
Suaves com ângulos de 180° a 120°; Abertas com ângulos de 120° a 70°;
Fechadas com ângulos de 70° a 30°; Apertadas ou cerradas com ângulos de 30° a
0.
39
Figura 16: Classificação das dobras com base nos inter-flancos. Fonte: Machado (2009).
Na dobra maior (Dobra de primeira ordem) são encontradas as dobras
parasíticas ou dobras de segunda ao longo de seus flancos e região de charneiras.
Estas dobras parasítica possuem geometria em Z, S e M (Fig.17).
Figura 17: Antiforme definido por dobras parasíticas assimétricas definidas como Z e S nos flancos e
simétrica em M na charneira. Fonte: Hobbs, Means & Williams (1976).
Outra estrutua localizada na região interflanco do anticlinal de Sincorá são as
estruturas tipo Kink band que ocorrem em rochas que já possuíam uma estrutura
acamadada que desenvolveram bandas de torção. São estruturas de pequena à
grande escala, onde são observadas mudanças das orientações planares pré-
40
existentes de forma abrupta (Fig.18), e as estruturas das mesmas podem ser
simples e conjugados.
Figura 18: kink band simples e seus respectivos planos. Fonte: Faill (1969).
As falhas são uma descontinuidade planar entre blocos de rocha, os quais
apresentam-se deslocados entre si. Suas dimensões variam da escala mineralógica
às escalas continentais. São classificadas segundo Anderson (1942) como sendo
normal, reversa e transcorrente (Fig. 19).
Figura 19: Modelo de classificação de falha segundo Anderson (1942).
41
As falhas normais ou de gravidade são aquelas produzidas pela compressão
vertical (e portanto por forças de extensão entre os blocos) causada devido à
expansão da crosta terrestre.
Falhas reversas (ou contrárias), ou cavalgamento, ou compressão: são aquelas
que resultam das forças compressoras horizontais causadas pela contracção da
crosta terrestre, ou por encolhimento. Falhas associadas a dobramentos podem
gerar falhas de baixo ângulo.
A falha transcorrente ocorre quando os blocos de rocha se movimentam em
direções horizontais opostas. A movimentação relativa das falhas em relação ao
observador pode possuir cinemática dextrais e sinistrais. A cinemática dextral ocorre
quando a falha se move em direção ao lado esquerdo do observador. A cinemática
sinistral ocorre quando a falha se move em direção do lado direito do observador
(Fig. 20).
A estrutura mais significativa da área, pois na área de estudo temos uma
importante falha transcorrente de cinemática sinistral conhecida como a falha do Rio
São Jõao.
Figura 20: Movimentação relativa das falhas sinistral e dextral em relação ao observador.
As falhas transcorrentes possuem estruturas associadas que incluem, fraturas
de cisalhamento, shear bands e Tension gashes.
Riedel em 1929, em experimento com camada de argila sobre placas rígidas,
descobriu que ao movimenta - las formava-se na argila um sistema conjugado de
fraturas de cisalhamento, sendo estas R ou R1, sintética em relação a falha principal
e R’ ou R2 antitética a falha principal (Fig. 21). Fraturas de cisalhamento tipo P são
sintéticas e simetricamente orientadas em relação à zona de cisalhamento principal,
apartir das orientações das fraturas de cisalhamento R e R’ (Fig. 22).
Sinistral Dextral
42
Figura 21: Cisalhamento conjugado Riedel (R1 e R2) em zona de cisalhamento sinistral, resultando
em desenvolvimento de falhas secundárias. Fonte: Ramsay (1987).
Figura 22: Fraturas de cisalhamento R, R’ e P. Fonte Twiss (1992).
Shear band é extreita faixa de cisalhamento intenso, geralmente em condições
rúpteis – dúcteis ou rúpteis (Fig. 23).
Figura 23: Bandas de deformação em arenitos porosos no Platô do Colorado. Fonte Aydin, 1978
43
Tension gashes são um tipo de fratura extensional aberta, que é preenchida
por fluido mineral. São encontrados ao longo de zonas de cisalhamento rúpteis -
dúcteis (Fig.24).
Os tension gashes são formados por fraturas extensionais que são
perpendiculares a região de mínimo esforço compressivo (σ3). Essas fraturas podem
rotacionar apartir de uma deformação dúctil e durante ou depois da fase de
formação.
Figura 24: Tension gash com cinemática dextral, sendo preenchido por veios de quartzo. Fonte:
Larson (2003).
44
4 LITOESTRATIGRAFIA DA ÁREA DE ESTUDO
4.1 Introdução
Na área de estudo foram observadas três unidades geológicas, sendo elas as
Formações Açuruá, Tombador e Cabloco. O mapeamento destas unidades além dos
levantamentos de campo, contou com o apoio de fotografias aéreas em escala
1:60.000, de imagens de satélites e do mapa geológico da Folha Seabra (1:100.000)
(Bonfim & Pedreira, 1990).
As unidades geológicas estão representadas no mapa geológico (anexo I) e
suas estruturas no mapa estrutural (anexo II). As unidades descritas foram: Unidade
F correspondente à formação superficial que representa cerca de 5% da área
estudada, unidade E, correspondente ao metassiltitos e metarenitos finos de
ambiente marinho raso da Formação Cabloco, que representa cerca de 25% da área
estudada; unidade D representa por metarenitos fluviais, estuarinos e eólicos,
unidade C, com os metaconglomerados do Membro Lavras da Formação Tombador,
que representam cerca de 50% da área estudada, unidade B com os metarenitos
deltaicos e unidade A com os metapelitos laminados marinho da Formação Açuruá,
que representam cerca de 20% da área estudada.
4.2 Unidades Geológicas da Área de Estudo
4.2.1 Formação Açuruá
Na área de estudo existe um contato entre a Formação Açuruá e Formação
Tombador (Foto 1), onde a mesma se encontra no mapa representada por uma
janela erosional onde aflora a Formação Açuruá. É composta por meta-arenito e
metasiltitos bem selecionados, com pouca matriz, apresenta estratificação plano-
paralela com cruzada de baixo ângulo, com evidências de fendas de ressecamento
(mud cracks) e marca de onda. A paleocorrente nesta unidade indica direção de
transporte para NE (Foto 2).
45
Foto 1: Formação Açuruá em afloramento constituído por meta-arenito e metasiltito na BR – 242
próximo ao Morro do Pai Inácio. Ponto As 9.
Foto 2: Formação Açuruá com a paleocorrente em perfil composto por meta-arenito e metassiltito na
BR – 242 próximo ao Morro do Pai Inácio. Ponto As 10.
Açuruá
Tombador
46
4.2.2 Formação Tombador
A Formação Tombador é composta por meta-arenito com estratificação
planoparalela (Foto 3), estratificação cruzada formadas pelo retrabalhamento dos
sedimentos característico de ambiente fluvial (foto 4), sendo que na área de estudo
também são observada estratificação cruzada pelo retrabalhamento do vento,
marcas de ondas unidirecionais, que são formadas por ondas assimétricas com
distância entre as cristas de aproximadamente 5 cm e altura de 1cm, a
granulometria varia de média a conglomerática e sugere deposição em ambiente
fluvial (Foto 5), além de níveis de arenitos metaconglomeráticos sustentado por
matriz e de natureza polimítica, correspondente ao Membro Lavras (Foto 6).
Foto 3: Estratificação planoparalela nos meta-arenitos com níveis de conglomerado na Formação
Tombador. Ponto As22.
47
Foto 4 e 5: Estratificações cruzadas nos meta-arenitos da Formação Tombador na trilha do sossego.
Marcas de onda nos meta-arenito da Formação Tombador do rio Mucugezinho. Pontos AS29 e As20
respectivamente.
Foto 6: Metaconglomerado do Membro Lavras da Formação Tombador. Ponto As21
As gretas de ressecamento ou mud cracks (Foto 7) são observadas na
Formação Tombador, revelam exposição subaérea dos sedimentos argilosos, típicos
de planície fluvial ou de maré.
48
Foto 7: Greta de ressecamento na Formação Tombador na Gruta do Lapão. Ponto As23.
Estruturas de bandas de maré (tidal bundles) ocorrem na base da Formação
Tombador (Foto 8). As espessuras das bandas representadas em forma de um
sigmóide indicam variações cíclicas entre a maré de sizígia e a de quadratura.
Foto 8: Bandas de Maré no Morro do Pai Inácio Formação Tombador. Ponto As12
A paleocorrente nesta unidade indica direção para NW contrária á da
Formação Açuruá, indicando uma inversão da bacia por efeito tectônico. Os
ambientes de sedimentação desta formação são tidos como de origem fluvial com
49
retrabalhamento eólico. Os metaconglomerados polimíticos do Membro Lavras são
tidos como depósitos leques aluviais (Pedreira 1994).
4.2.3 Formação Cabloco
A Formação Cabloco é constituída por alternância de metargilito e metasiltito
(Foto 9) que segundo Pedreira (1994) correspondem a depósitos de planície de
maré, o que corresponde a uma subida relativa do nível do mar sobre os depósitos
continentais da Formação Tombador.
Foto 9: Formação Caboclo composto pela alternância de camadas de argilito e siltito. Ponto As18.
50
5 ANÁLISE DESCRITIVA E CINEMÁTICA DAS LITOESTRUTURAS DA ÁREA DE ESTUDO
5.1 Estruturas Dúcteis - Rúpteis
A Serra do Sincorá é conhecida por se apresentar mais significativamente
dobrada na parte oeste, enquanto na porção leste apresenta dobras suaves e
abertas (Pedreira, 1994). O acamamento S0 na área de estudo está dobrado no
mega-anticlinal da serra do Sincorá, o qual na parte ocidental possui baixos ângulos
de mergulho que variam entre 200 a 300 e na parte oriental com mergulhos que
variam de 100 a 150 e ângulo interflanco de 1600. O diagrama de isodensidade polar
dessa mega estrutura (Fig. 25) apresenta configuração com valor máximo de
N750p/254, plano de máximo N344/150 NE, plano axial e Lb 6/150, sendo a mesma
classificada como sendo uma dobra suave e segundo a classificação do caimento do
plano axial normal horizontal.
Figura 25: a) diagrama de plano e (b) diagrama de isodensidade polar para anticlinal do Pai Inácio,
estrutura S0, com máximo 750p/254, plano máximo N344/15
0NE e Lb 6
0/150.
As estruturas dúcteis da área ocorrem ao longo dos flancos do anticlinal da
Serra do Sincorá, nos quais se desenvolveram dobras na forma de kinks que
evoluíram para dobra de arrasto associadas à falha reversa, que dobraram as
camadas das Formações Tombador e Cabloco.
Plano axial a)
b) n=134 n= 134
Anticlinal do Pai Inácio S0
Máximo: 750p/254
Plano Máximo: N344/150NE
Lb: 60/150
51
Na Formação Cabloco, entrada de Lençóis afloramento As18 ocorre uma dobra
assimétrica kink, fechada com ângulo interflanco de 900 e mergulho da superfície
axial N55/50SE moderadamente inclinado. Para a formação dessa dobra o próprio
flanco serve com rampa de cavalgamento, cujo caimento do plano máximo se dá em
direção à zona de charneira da dobra maior pelo mecanismo do deslizamento
flexural intra-estratal (foto 10).
Foto 10: Kink e dobra de arrasto reversa (dobra por propagação de falha inversa), na Formação
Caboclo, afloramento, próximo à cidade de Lençóis. Ponto: As18.
O diagrama de contorno mostra que os planos mergulham tanto para NW
quanto para SE com ângulos que variam entre 300 e 450 (Fig. 26). Esta configuração
indica dobramento com valor máximo de 730p/315 e o seu plano máximo com
N45/160 SE com o eixo da dobra Lb 1.00p/052. Em função do mergulho do plano
axial a dobra pode ser classificada como inclinada com caimento.
52
Figura 26: Diagrama de contorno para os estratos dobrados da Formação Cabloco (n=13), máximo
730p/315, plano máximo N45/16
0 SE e Lb 1.0
0p/052.
Esse padrão de dobramento em kink com uma das bandas kink evoluída como
falha reversa e dobra de arrasto associada é também observado na Gruta do Lapão,
na Formação Tombador, em um ambiente estuarino, ocorrem dobras classificadas
como abertas com o ângulo interflanco de 1200. A superfície axial com atitude de
N150/450 NW indica uma dobra moderadamente inclinada (Foto 11).
Foto 11: Dobra em Kink nas camadas da Formação Tombador, Gruta do Lapão. Ponto As23.
Dobra do Cabloco Dobra
Máximo: 730p/315
Plano Máximo: N45/160SE
Lb: 1.00/052
n = 13
53
O diagrama de isodensidade polar (Figura 27) mostra que os planos
mergulhando tanto para NE quanto para SW, segundo ângulos de mergulho que
variam entre 400 e 600. Esta configuração indica dobra com valor de So possui
máximo em 600p/058 e plano máximo com N148/300 SW com eixo da dobra (Lb)
(representado pela estrela) com orientação 020p/340.
Figura 27 : Diagrama de contorno para as estruturas dúcteis com (n=33), máximo 60p/058, plano
máximo N148/300 SW e Lb 02
0p/340.
Na BR-242, trecho entre Lençóis e o Morro do Pai Inácio na Formação
Tombador de ambiente fluvial, ocorrem dobras isoclinais com o ângulo inter-flancos
próximo de 00 e caimento da linha de charneira moderadamente inclinada com o
eixo com caimento médio do plano axial PA1 com N360/100E, onde a mesma mostra
um redobramento gerando um plano axial PA2 N25/100. (Foto 12 e 13).
Dobra da Gruta do Lapão Dobra
Máximo: 600p/058
Plano Máximo: N148/300SW
Lb: 020p/340
54
Foto 12: Dobra isoclinal na Formação Tombador, ao lado da estrada da BR-242, trecho entre Lençóis
e o Morro do Pai Inácio. Ponto As56
Foto 13: Dobra isoclinal com o plano axial N340/50 NE na Formação Tombador, ao lado da estrada
da BR-242, trecho entre lençóis e o Morro do Pai Inácio. Ponto As56
O diagrama de contorno mostra que os flancos mergulham tanto para SE
quanto para NW, ou ainda para ENE. Esta configuração indica dobras com valor
PA1 N360/100
Fraturas
Plano Axial N340/50
PA2 N25/100
SE
55
máximo de 380p/248 e seu plano máximo N338/520 NE (Fig. 28). O eixo da dobra
(Lb) (representado pela estrela) possui orientação 070p/004.
Figura 28: diagrama de contorno para as dobras fechadas com n=25, máximo 38p/248, plano máximo
N338/52 NE e Lb 07p/004.
Como estruturas dúcteis – rúpteis tem – se também os estilólitos que são
formados por dissolução devido a tensão local exercida sobre os meta-arenito.
Apresentam formas irregulares, ora com pontas agudas, ora mais arredondadas,
isso devido a dissolução diferencial ao longo da superfície tensionada (Foto 14).
Foto 14: Estilólitos na Formação Açuruá sendo observado em perfil. Ponto As1.
Dobra da BR - 242 Dobra
Máximo: 380p/248
Plano Máximo: N338/520NE
Lb: 070p/340
n = 25
56
Foto 14: Representação esquemática da orientação do σ1 vertical em relação aos estilólitos da
Formação Açuruá. Ponto As1
Estruturas como banda de cisalhamento Shear bands formado pela cominuição
da textura constituinte (Foto 15), também são encontrados nos arenitos fluviais da
Formação Tombador.
Foto 15: Shear bands nos metarenitos fluviais da Formação Tombador. Ponto As50.
Juntas extensionais escalonadas preenchidas por quartzo (tension gashes,
Foto 16) com movimento aparente sinistral, relacionadas a zona de cisalhamento
transcorrente N190 que ocorrem no meta-arenito fluviais da Formação Tombador.
57
Foto 16: Tension gashes com direção N190 nos meta-arenitos fluviais da Formação Tombado trilha
que segue para a gruta do Lapão. Ponto As27.
Outras fraturas de tração não se mostram totalmente preenchidas veio de
quartzo, onde foi recristalizado também são observados entre os estratos
obedecendo a configuração de um saddle reef (Foto 17).
Foto 17: Fratura aberta com o preenchimento por veios de quartzo recristalizado. Ponto As 29
No tratamento estatístico no diagrama de roseta para as estruturas rúpteis –
dúcteis (tension gashes, shear bands, diques e fraturas com preenchida com veio de
quartzo) (Fig. 29a). Essas estruturas possuem uma forte direção preferencial NW -
N340
58
SE, e no diagrama de isodensidade polar mostra um plano com valor máximo de
110p/227 e seu plano de máximo segundo N317/790NE (Fig. 29b).
Figura 29: a) Diagrama de roseta (b) diagrama de isodensidade polar para as estruturas rúpteis
dúcteis (tension gashes, shear bands, diques e fraturas preenchida por quartzo), máximo 110p/227 e
plano máximo N317/790 NE.
5.2 Estruturas Rúpteis
As estruturas rúpteis observadas na área de estudo, como falhas e fraturas,
apresentam uma grande importância no entendimento da evolução deformacional da
área, no que tange à interpretação da evolução cinemática e dinâmica
experimentada pelas formações metassedimentares.
Na área de estudo, as falhas são comumente do tipo normal ou reversa.
Associados aos planos de falha ocorrem degraus perpendiculares ao plano de falha
com alto Rake, que definem cinemática normal com atitude é N190/70 NW (Foto 18).
a) b) n = 117
Estruturas rúpteis dúcteis Máximo: 11
0p/227
Plano Máximo: N317/790NE
n = 117
59
Foto 18: Plano de falha com degraus na Formação Açuruá com atitude N190/70 SW. Ponto As9.
As estrias e lineações (Lx) estão sempre acompanhadas de steps reversos
onde possuem uma cinemática sinistral reversa e rake com uma média para todas
as falhas encontradas na área de estudo com 050p/200 (Foto 19).
Foto 19: Falha reversa encontrada na dobra da Gruta do Lapão na Formação Tombador de ambiente
estuarino.
60
Pares de falhas conjugadas ocorrem nos arenitos fluviais da Formação
Tombador no Morro do Pai Inácio e estão associados à falha de direção N50. Essas
fraturas mostram orientação N100 e N3150, sendo que a primeira evolui como falha
com movimentação relativa sinistral (Foto 20).
Foto 20: Falhas de cisalhamento formando par conjugado, orientados segundo a direção N10 e N315
no arenitos fluviais da Formação Tombador no Morro do Pai Inácio. Ponto As13
Falhas que cortam os seixos do Membro Lavras mostram direção N270 com
cinemática dextral (Foto 21).
Foto 21: Cinemática dextral na falha que corta os metaconglomerados do Membro Lavras. As61
N50
N10
000
sinistral
N315
sinistral
Dextral
sinistral
61
O diagrama de roseta (Fig. 30a), mostra que as falhas rúpteis apresentam
também direção preferencial NW – SE. No diagrama de isodensidade polar,
observa-se grande dispersão na distribuição dos dados com baixo a médio mergulho
tanto para NE, quanto para SW. Esta configuração nos mostra um plano com valor
máximo de 340p/060 SE e seu plano de máximo orientado N150/560SW (Fig. 30b).
Figura 30: a) Diagrama de roseta (b) Diagrama de isodensidade polar para as estruturas rúpteis com
n=44, máximo 340p/060 e plano máximo N150
0/56 SW.
5.3 Fases Deformacionais
Todas as fases deformacionais possuem idades de geração no
neoproterozóico, atribuída ao Ciclo Brasiliano (Danderfer 1990), o qual promoveu a
inversão parcial da bacia. As deformações relacionada com o Brasiliano ocorreram
nas bordas no Craton do São Francisco, que levou o desenvolvimento das faixas
móveis, tais como as de Rio Preto e Riacho do Pontal, que formaram cinturões de
cavalgamentos de dobramentos que afetaram as coberturas
paleo/mesoproterozóica da área de estudo. Trata-se de um estágio progressivo que
formam o sistema de dobramento e empurrões da Chapada Diamantina.
Na área de estudo, as estruturas identificadas sugerem um evolução seguindo
dois estágios deformacionais progressivos, foram eles: o (D1), estágio dúctil a rúptil
predominantemente compressiva; (D2), estágios rúptil - dúctil a rúptil e transcorrente.
a) b) n = 434
Estruturas rúpteis Máximo: 34
0p/060
Plano Máximo: N150/560SW
n = 434
62
5.3.1 Estágio deformacional D1
Este estágio é caracterizado pelo mega-anticlinal da Serra do Sincorá de
expressão regional com orientação preferencial do seu plano axial na direção N-S.
As estruturas mais freqüentes a esse estágio são as dobras em Kink assimétricas,
juntas de alívio associada ao dobramento, falhas reversas e dobras subsidiárias que
foram geradas ao longo dos flancos do mega-anticlinal que servem como rampas de
cavalgamento, para o desenvolvimento dessas dobras pelo mecanismo de
deslizamento intra-estratal.
As fraturas relacionadas a fase deformacional D1 são representadas pelas
fraturas longitudinais orientadas preferencialmente com direção aproximadamente
N-S, paralela ao eixo da dobra regional.
As fraturas diagonais constituem uma hipotética bissetriz do sistema que
formam pares conjugados com orientações nas direções NE-SW e NW-SE
relacionadas ao esforço E-W. Fraturas trativas na direção E-W são também
relacionadas ao esforço E-W caracterizando esta direção como a orientação do
vetor de tensão compressivo principal. Os veios de quartzo muita das vezes estão
localizados nos flancos das dobras menores posicionando – se ortogonalmente a
charneira do anticlinal e são resultado de um deslizamento intrestratais “saddle reef”
(Fig. 31).
63
Figura 31: Estágio deformacional D1 para a parte norte da região de Lençóis. Caracterizada pelo
anticlinal da Serra do Sincorá com direção do esforço principal E-W e geração de fraturas
longitudinais, diagonais ao plano axial. No flanco do mega-anticlinal desenvolveram dobas tipo Kink
com os flancos evoluídos como falhas reversas.
N
64
5.3.2 Estágio deformacional D2
O estágio D2 representa o estágio transcorrente sinistral e transtrassivo, ou
seja, corresponde a um estágio evolutivo colisional obliquo com orientação de
campo de tensão principal NNW – SSE (Fig. 32). Segundo Lagoeiro (1990, apud
Danderfer et al, 2003) a deformação das rochas metassedimentares na região de
Lençóis, se deve a aos processos geradores das faixas móveis Rio Preto e Riacho
de Pontal, que geraram dobras de empurrão e falhas transcorrentes com vergência
para N-S. Neste evento colisional Brasiliano os metacarbonatos do Grupo São
Francisco foram transportados para o interior do cráton, enquanto que nas rochas
metassedimentares do Super-Grupo Espinhaço foram deformados ao longo da zona
de cisalhamento transcorrente rúpteis – dúcteis.
Neste estágio, evoluíram falhas subsidiarias com orientação NNW – SSE e
geração da falha do Rio São João de orientação NNE. As estruturas desenvolvidas
neste estágio foram as falhas rúpteis – dúcteis, banda de cisalhamento (shear band),
tension gashs e estiramento mineral (Lx). Os tension gashs quase sempre indicam a
transição dos campos deformacionais de rúptil para rúptil – dúctil, onde geralmente
expressam uma deformação anti-horária (sinistral) que ocorreu após a nucleação da
dobra no estágio D1.
As estrias e lineações (Lx) estão sempre acompanhadas de steps reversos
onde possuem uma cinemática sinistral reversa e rake com uma moda de 05p/200.
A falha com movimento tanscorrente, sinistral do Rio São João, se estende
desde sudeste da cidade de Palmeiras, bordejando pelo leste a bacia de Irecê até o
limite setentrional de Seabra.
65
Figura 32: Estágio deformacional D2 transcorrente sinistral e transtrassivo, com a orientação de
campo de tensão principal NW – SE.
Este padrão de lineamento segue o padrão de cisalhamento Riedel, (Bonfim &
Pedreira 1990, Danderfer, 1990). A observação de imagem de modelo de relevo
aliadas aos dados de campo, indicam que as zonas de cisalhamentos sinistrais (NW-
SE) e dextrais (NE-SW), marcam o R e o R’ respectivamente, do padrão Riedel. Nos
diagramas de roseta (Fig. 33a) são evidenciados dois padrões de direções: a)
direções N350 à N300 estão representadas o conjunto de falhas sinistrais do tipo R
ou riedel e b) falhas dextrais R’ ou antiriedel, são representadas pela direção
aproximadamente N270 à N240. O diagrama de planos mostra que essas falhas
possuem direções variadas e alto ângulo de mergulho (Fig. 33b). Este padrão
gerado apartir da análise das estruturas dextrais e sinistrais de campo obedecem a
um modelo teórico para a formação de uma estrutura tipo Riedel (Fig. 34).
66
Figura 33: a) Diagrama de roseta n = 94 (b) Diagrama de plano para as falhas dextrais e sinistrais
para a área de estudo.
R - Fratura de cisalhamento sintética Riedel R’ - Fratura de cisalhamento antitética Antiriedel P - Fratura de cisalhamento sintética subordinada a R – R’
Figura 34: Elipsóide de deformação uma zona de cisalhamento Riedel com as fraturas R – R’. A falha
de empurrão na direção do esforço principal, e perpendicular a esse esforço ocorre a formação de
falhas normais.
Sinistrais
Dextrais
a)
b)
N
σ1
σ1
67
As intrusões básicas que cortam as rochas sedimentares, na forma de diques,
possuem orientação preferencial NW - SE e dimensões variadas, podendo alcançar
até 400m de largura aflorante. Os diques preenchem fraturas de tração que se
posicionam, paralelamente ao σ1 do estágio D2 da deformação Brasiliana.
68
6 CONCLUSÃO
A partir da análise geométrica e cinemática dos elementos litoestruturais da
porção centro-norte da região de Lençóis, pode-se concluir que:
Todas as estruturas estão inseridas dentro do anticlinal da Serra do Sincorá, o
qual foi caracterizado a partir da análise da disposição dos pólos no diagrama de
contorno relacionado ao acamamento (S0), que forneceu importante informação
quanto a sua geometria. A partir dos ângulos inter-flanco obtidos esterográficamente
foi-se possível caracterizá-la como sendo uma dobra suave e normal pelo caimento
do seu plano axial.
As análises dos lineamentos estruturais de relevo adquiridos em feições
lineares de drenagem, vales, falhas e fraturamento permitiram diferenciar três
classes de lineamento: NNW-SSE, N-S e W-E, agrupadas em dois estágios
deformacionais D1 e D2.
O anticlinal da Serra do Sincorá foi a primeira estrutura deformacional a ocorrer
no estágio D1, quando foi formado a partir de um esforço E-W, o qual gerou uma
dobra assimétrica com fraturas longitudinais com orientação preferencial N-S,
paralela ao eixo principal da dobra, e concomitante a mesma foram geradas as
fraturas diagonais com as orientações nas direções NNE-SSW e NNW-SSE com
outras na direção E-W.
As estruturas mais freqüentes associadas ao anticlinal da Serra do Sincorá a
são as dobras em Kink Band assimétricas, juntas de alívio associada ao
dobramento, falhas reversas e dobras subsidiárias que foram geradas ao longo dos
flancos do mega-anticlinal que serviram como rampas de cavalgamentos, para o
desenvolvimento de mecanismo de deslizamento intra-estratal.
O estágio D2 representa a fase transcorrente sinistral e transtrassivo, ou seja,
corresponde a um estágio evolutivo colisional obliquo com orientação de campo de
tensão principal NNW – SSE, os quais estão associados aos processos geradores
das faixas Rio Preto e Riacho de Pontal, que geraram dobras e falhas de empurrão
transcorrentes.
Este estágio favoreceu a abertura dos vales com orientação NNW – SSE e a
geração da falha do Rio São João. E geraram falhas rúpteis – dúcteis, banda de
cisalhamento (shear band), tasion gashs e estiramento mineral (Lx), cuja cinemática
relativa quase sempre sinistral.
69
O padrão de cisalhamento Riedel, na área de estudo mostra zonas de
cisalhamentos sinistrais e dextrais bem marcadas, que representa as fraturas R
(Riedel) marcado pela direção N350 à N 300 e R’ (Antiriedel) representadas pelas
direções de aproximadamente de N270 à N240.
As intrusões básicas que cortam todas as sedimentações tratam-se de corpos
de diques, com orientação preferencial NW - SE e dimensões variadas, podendo
alcançar até 400m de largura aflorante, as quais preenchem fraturas de tração,
paralelas ao σ1 do estágio D2 da deformação Brasiliana.
70
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74
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As 1As 2As3
As 4As 5As 6
As7As 8
As 9
As 10
As11As 12
As 13
As 14As 15
As16
As17
As18As 19
As20
As 21
As 22As 23As 24
As25
As26
As 27
As 28
As29As 30
As 31
As 32
As 33
As 34
As 35
As 36
As37
As38
As39
As40
As41
As42
As43
As44
As45
As46
As 47
As48
As49
As50As51
As52
As53As54
As55As56
As57
As58
As59
As60
15º
10º
20º
15º
10º20º
15º
50º
40º
30º
Data: 25/05/2011
Anexo II
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
Mapa Estrutural da parte Norte da Região de Lençois-Ba
Autor: Asafe Santana
Orientador: Carlson Leite
15
20
N340
N320
N 340
Par conjugado de cisalhamento
Kink
Dobra reversa
Mapa geologico da parte Norte da Região de Lençois
Autor: Asafe Santana
Orientador: Carlson Leite Anexo: I
Data: 17/05/2011
Universidade Federal da Bahia
As1As2As3
As4As5As6As7
As8As9
As10
As11
As12
As13
As14 As15
As16
As17
As18As19
As 20As 21
As 22
As 23
As 24
As 25
As 26
As 27
As 28
As 29
As 30
As 31
As 32
As 33
As 34
As 35
As 36
As 37
As 38
As 39
As 40
As 41
As 42
As 43 As 44
As 45
As 46
As 47
As 48
As 49
As 50As 51
As 52
As 53As 54
As 55
As 56
As 57
As 58As 59
As 60
Mapa de localização
Mapa geológico modificado apartir da folha SD. 24 V A Seabra - Edgar Filho et. al (1986).
UNIDADES GEOLÓGICA
Terciário/quaternário 0 – 65Ma
Unidade F - Depósitos superficiais aluvionares.
Mesoproterozóico 1.2 – 1.6 Ga
Unidade D - Formação Tombador metarenito fluviais eólico e estuarino.
Unidade C - Formação Tombador metaconglomerados polimítico.
Paleoproterozóico 1.6 – 1.7 Ga
Unidade B - Formação Açuruá metarenitos deltaico.
Unidade A - Formação Açuruá metapelitos laminado marinho.
Unidade E - Formação caboclo constituído por metassiltito e metarenito com estratificação plano paralela, de ambiente marinho raso.
75
8 ANEXO I
76
9 ANEXO II