estudo dos sentidos de fluxos gravitacionais da...
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
Curso de Geologia
NELIZE LIMA DOS SANTOS
ESTUDO DOS SENTIDOS DE FLUXOS GRAVITACIONAIS DA
FORMAÇÃO MARACANGALHA (EOCRETÁCEO).
BOM DESPACHO, NNE DA ILHA DE ITAPARICA, BAHIA,
BRASIL
Salvador
2011
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NELIZE LIMA DOS SANTOS
ESTUDO DOS SENTIDOS DE FLUXOS GRAVITACIONAIS DA
FORMAÇÃO MARACANGALHA (EOCRETÁCEO).
BOM DESPACHO, NNE DA ILHA DE ITAPARICA, BAHIA,
BRASIL
Salvador
2011
Monografia apresentada ao curso de Geologia,
do Instituto de Geociências, Universidade
Federal da Bahia, como requisito parcial para
obtenção do grau de Bacharel em Geologia.
Orientador: Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes
iii
NELIZE LIMA DOS SANTOS
ESTUDO DOS SENTIDOS DE FLUXOS GRAVITACIONAIS DA
FORMAÇÃO MARACANGALHA (EOCRETÁCEO).
BOM DESPACHO, NNE DA ILHA DE ITAPARICA, BAHIA,
BRASIL
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em
Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
________________________________________________________________
1º Examinador – Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes – Orientador
Instituto de Geociências, UFBA
________________________________________________________________
2º Examinador – Prof. MSC Idney Cavalcanti da Silva
Instituto de Geociências, UFBA
________________________________________________________________
3º Examinador – Prof. Dr. Carlson Matos Maia Leite
Instituto de Geociências, UFBA /Petrobrás
Salvador
2011
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De tudo ficaram três coisas:
A certeza de que estamos começando,
A certeza de que é preciso continuar e
A certeza de que podemos ser interrompidos antes de terminar
Fazer da interrupção um caminho novo,
Fazer da queda um passo de dança,
Do medo uma escola,
Do sonho uma ponte,
Da procura um encontro,
E assim terá valido a pena existir!
FERNANDO SABINO
v
AGRADECIMENTOS
Agradeço a minha família, por todo o apoio e carinho cedido ao longo destes anos. Em
especial aos meus pais: Antônio e Ednalva, e aos meus irmãos Rogério e Nilma.
Ao meu companheiro Virgilio por me dar todo amparo e pela paciência.
Aos mestres, tão importantes para minha formação, em especial, a Osmário, Tânia,
Olívia, Reginaldo, Flávio, Marcão, Roberto Rosa, Michel Holtz, Zoltan, Amalvina,
Ângela, Carlson, Haroldo Sá.
Ao PRH-ANP, em especial, ao professor Cícero.
À César Gomes por ter aceitado orientar este trabalho. Ao colega Lucas Neri pelo
grande auxílio.
Aos amigos que nasceram nesta fase da vida: Michele, Tatiana, Amanda, AJ, Thiene,
Dira, Valter, Asafe, Caio, André, Eula, Gleice, Gleide, Henrique, Milena, Josafá,
Fabiane, Verônica, Luana e a todos que fizeram parte desta caminhada.
vi
RESUMO
A Bacia do Recôncavo está inserida no Sistema de Rifts Recôncavo-Tucano-Jatobá;
cuja origem está associada aos estágios precoces da abertura do Atlântico Sul e ruptura
do Gondwana. A Formação Maracangalha (~ 140 Ma), teve a sua deposição iniciada a
partir de um sistema lacustre durante a fase rift da Bacia do Recôncavo. Esta formação é
composta por folhelhos que acomodam dois membros cujas origens estão associadas à
fácies gravitacionais e deformacionais, os Membros Pitanga (fluxos gravitacionais de
massa) e Caruaçu (fluxos gravitacionais de massa e de sedimento).
A presente monografia tem como objetivo principal, interpretar os sentidos de fluxo
sedimentar gravitacional, nos depósitos arenosos da Formação Maracangalha, indicando
as suas áreas fontes. Desta forma foram analisadas as estruturas deformacionais
indicativas existentes na formação e os principais campos de tensão atuantes,
relacionados aos fluxos gravitacionais.
O estado plástico dos sedimentos permitem encontrar estruturas que apresentam-se
tanto no estado rúptil quanto no altamente dúctil, sendo possível encontrar estilos
deformacionais diversos. Para realização deste estudo foram coletados um total de 284
medidas planares e lineares em três sub-áreas distintas, separadas de acordo com o seu
grau de deformação.
As estruturas encontradas foram separadas em quatro grupos conforme com o seu
processo de formação: i) estruturas pré-deformacionais, acamadamento (S0); ii) estruturas
no estado plástico, dobras cilíndricas e cônicas; iii) estruturas de injeção (liquefação),
diques clásticos; ambas relacionadas com eventos cedo ou sin-sedimentação, e por fim iii)
estruturas no estado sólido, sendo estas tardi-sedimentação, falhas reversas originadas por
dobras e os duplex contracionais.
Foi verificado que certas estruturas são bons indicadores do sentido aparente do
movimento de massa. Integrando os dados das 3 sub-áreas, temos que as superfícies de
acamadamento possuem direção preferencial N120°-N130°, com mergulhos variáveis. Os
eixos de dobras possuem direção preferencial N190°-N200°, sugerindo um fluxo aparente
para SW. A análise do campo de tensão, na área de trabalho, indica um movimento
compressivo para SSW, relacionado à movimentação de massa.
Palavras-Chave: Formação Maracangalha; Fluxos Gravitacionais; Estruturas
Deformacionais.
vii
ABSTRACT
The Reconcavo Basin is located at the Reconcavo-Tucano-Jatoba’s rift system,
whose origin is associated with early South Atlantic’s opening stages and Gondwana’s
rupture. The Maracangalha Formation (~140 My) had its deposition started from a
progradational lacustrine system during Reconcavo Basin’s rift stage. This formation
consists of shales which accommodate two members whose origins are associated to
gravitational and deformational facies: Pitanga’s (slump) and Caruaçu’s (turbidity
currents) Members.
The main objective of this monograph is to interpret the gravitational sedimentary
flow sense at the turbiditic deposits of the Maracangalha Formation, indicating their
source areas. Thus, indicative deformational structures existing in the formation were
analised.
The mechanical state of the sediments allows to find structures that are both in
brittle and highly plastic state, allowing to find several deformational styles. To perform
this study were collected a total of 284 planar and linear measures of what in three
distinct sub-areas, separated according to its deformation stage.
The structures found were separated in four groups according to this process of
formation: (i) pre-deformational structures; (ii) structures in a plastic state; (ii) injection
structures (liquefaction and fluidization), both related to early events or sin-
sedimentation, and finally (iv) structures in a solid state. In the first case, was observed
the existence of a layered surface (S0). Related to the structures in a plastic state are the
cylindrical and conic folds; in the group of injection structures, clastic dykes occur. In
the fourth group are the reverse faults, caused due slump and the transpressional duplex
system.
Integrating data between the three sub-areas, we have as result that the layered
surface preferred direction are N120°-N130°, with variable dips. Fold axe’s preferred
directions are N190°-N200°, suggesting a local flow to the SW. The analysis of the
strain field responsible for the sediment deformation from gravitational flow, in the area
of work, indicates a compressive movement to SSW (N210o), related to gravitational
mass flow.
Key words: Maracangalha Formation; Gravitational Mass; Recôncavo Rift
viii
SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS ......................................................................................................ix
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO ...................................................................................... 1
1.1. Localização e Acesso da Área de Estudo .......................................................... 3 1.2. Contextualização e Apresentação do Problema ................................................. 4 1.3. Objetivos ............................................................................................................ 5
1.4. Justificativa ........................................................................................................ 6 1.5. Método de Trabalho ........................................................................................... 6
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL ...................................................................... 8
2.1. A Bacia Recôncavo-Tucano-Jatobá...................................................................... 8 2.2. A Bacia Recôncavo ............................................................................................. 10
CAPÍTULO 3 – ASPECTOS TEÓRICOS RELACIONADOS AOS FLUXOS
GRAVITACIONAIS ....................................................................................................... 25
4.1. Fluxos Gravitacionais de Sedimentos .............................................................. 30 4.2. Deformação em Fluxos Gravitacionais ............................................................ 36
CAPÍTULO 4 – GEOLOGIA LOCAL ........................................................................... 41
4.1. Caracterização Faciológica dos Depósitos Sedimentares .................................... 43
4.2. Caracterização das Estruturas Deformacionais Relacionadas aos Fluxos
Gravitacionais ............................................................................................................. 45
CAPÍTULO 5 – APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS ........................................... 51
5.1. Análise dos Diagramas ........................................................................................ 52
CAPÍTULO 6 – SÍNTESE DOS RESULTADOS .......................................................... 62
CAPÍTULO 7 – CONCLUSÕES .................................................................................... 65
REFERÊNCIAS .............................................................................................................. 66
ix
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1. Localização da Bacia do Recôncavo em relação à América do Sul, Brasil e
bacias adjacentes. Dias Filho (2002). ............................................................................... 1 Figura 1.2: Localização, limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo.
Milhomem et. al. (2003). .................................................................................................. 2 Figura 1.3. Mapa de localização da área de estudo, destacado em vermelho. Bom
Despacho - Ilha de Itaparica - Bahia. ............................................................................... 4
Figura 2.1: Domínios estruturais no embasamento em torno do rift do Recôncavo-
Tucano-Jatobá. Adaptado de Magnavita (1992, 1996). .................................................... 9 Figura 2.2: Seção geológica esquemática da Bacia do Recôncavo; observe que a cunha
de sedimentos que preenche a bacia aumenta de espessura para leste, próximo a Falha
de Salvador, em função do grande deslocamento do embasamento na borda falhada da
bacia. Petrobrás, 2002. .................................................................................................... 10
Figura 2.3: Coluna estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Caixeta et. al. (1994). ......... 11 Figura 2.4: (a) Mapa tectônico simplificado da Bacia do Recôncavo com as principais
estruturas rúpteis associadas. A porção sul da Falha de Mata-Catu e a Falha de Itanagra
Araçás conectam-se com a Falha de Salvador, enquanto que a porção norte da Falha de
Mata-Catu conecta-se com a Falha de Tombador. (b) Seções geológicas mostrando a
posição da borda falhada da Bacia do Recôncavo. (c) Seção ao longo do strike da Falha
de Salvador. A Falha da Barra é o limite sul da Bacia do Recôncavo. Destro et. al.
(2003). ............................................................................................................................ 17
Figura 2.5: Distribuição do campo de óleo e gás na Bacia do Recôncavo. À sul e a norte
da falha de Mata-Catu, constituem importantes trends de petróleo. Área de estudo
destacada em vermelho. Magnavita et. al. (2005). ......................................................... 19 Figura 2.6: Mapa geológico esquemático com localização do Rift Recôncavo-Tucano-
Jatobá, mostrando a distribuição das sequências: pré, sin e pós-rift. (Magnavita, 1992;
Magnavita et. al. 2005). .................................................................................................. 21
Figura 2.7: Paleogeografia da Sequências Sinéclises e Pré-Rift da Bacia do Recôncavo.
Observar discordância entre as sequências. Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita
et. al. (2005). ................................................................................................................... 22 Figura 2.8: Paleogeografia da Seqûencia Rift na Bacia do Recôncavo, observar
processos de argilocinese na Fm. Maracangalha, e as camadas arenosas dos membros
Pitanga e Caruaçu. Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et. al. (2005). .............. 23 Figura 2.9: Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe. Figueiredo et. al.
(1994). ............................................................................................................................ 24 Figura 3.1: Principais fluxos gravitacionais e suas características quanto ao regime
reológico, mecanismo de interação grão/fluido, declive mínimo e depósito. Modificado
de Giannini & Riccomini (2000). ................................................................................... 26 Figura 3.2: Modelo esquemático de um slide, indicando movimento de translação em
superfície plana. .............................................................................................................. 27 Figura 3.3: Modelo esquemático de um slump, indicando movimento de translação +
rotação em superfície côncava. ....................................................................................... 27 Figura 3.4: Representação esquemática de um corpo de deslizamento (slide), observar
as zonas extensionais (porção proximal), e as zonas compressionais (porção distal).
Stow et. al. (1996). ......................................................................................................... 28 Figura 3.5: Representação esquemática de um corpo de escorregamento (slump),
observar a zona da escarpa proximal, e a zona distal, mais deformada. Stow et. al.
(1996). ............................................................................................................................ 29
x
Figura 3.6: Diagrama esquemático idealizando a evolução de um fluxo gravitacional.
Shanmungam (2006). ..................................................................................................... 29 Figura 3.7: Comportamento reológico e mecanismo de suporte para diversos tipos de
fluxo gravitacionais de sedimentos. d’Ávila et. al. (2008). ............................................ 31
Figura 3.8: Sequência de Bouma (Bouma, 1962) completa e os seus mecanismos de
deposição inferidos para os intervalos TA (corrente de turbidez de alta densidade) e TB-
E (corrente de turbidez de baixa densidade desacelerante). Posamentier & Walker
(2006). ............................................................................................................................ 32 Figura 3.9: Corrente de turbidez bipartida em uma camada basal densa e laminar e uma
camada superior turbulenta. Os clastos se movimentam um em relação aos outros na
interface das duas camadas, onde o fluxo possui alta velocidade. d’Ávila et. al. (2008).
........................................................................................................................................ 32 Figura 3.10: Fácies turbidíticas de uma corrente de turbidez ideal, sem a fácies (F1).
Mutti et. al. (1999 apud Paim et. al. 2003). ................................................................... 34
Figura 3.11: Modelo de deslocamento esquemático de um fluxo gravitacional,
indicando o regime deformacional de acordo com cada posição do slump. Deabacker et
al. (2007). ........................................................................................................................ 37 Figura 3.12: Modelo esquemático destrinchando as estruturas deformacionais de acordo
com a posição do fluxo na rampa. Dykstra et. al. (2005). .............................................. 37 Figura 3.13: Representação de um depósito de escorregamento com geração de dobras
cilíndricas e de arrasto. As setas indicam o sentido do fluxo. Smith (2000). ................. 38 Figura 3.14: Esquema tridimensional indicando o desenvolvimento de dobras com eixo
perpendicular ao sentido de movimentação do fluxo evoluindo para dobras com
variáveis posições de charneira, inclusive tendendo a paralelização com o sentido do
fluxo. Strachan & Alsop (2006). .................................................................................... 39
Figura 4.1: Mapa geológico do compartimento sul da Bacia do Recôncavo, observar a
totalidade da Ilha de Itaparica inserida no Grupo Ilhas. Perfil litológico composto
ilustrativo da sucessão estratigráfica completa da Bacia do Recôncavo, com destaque
para a Fm. Maracangalha. Magnavita et. al. (2005). ...................................................... 41
Figura 4.2: Folhelhos intercalados com arenitos. Fotografia em perfil. ......................... 44 Figura 4.3: Estratificação plano-paralela, estratificação cruzada de pequeno porte,
representando fácies da Sequência Bouma em arenitos. Fotografia em perfil. .............. 44
Figura 4.4: Camadas de folhelhos com marcas de concentração de sulfetos, reveladas
por manchas de alteração de coloração avermelhadas e amarela-esbranquiçada; com
formação de halita (precipitação recente). Fotografia em perfil. ................................... 44 Figura 4.5: Lente de gipsita entre folhelhos. Fotografia em planta. ............................... 44 Figura 4.6: Fóssil imerso em arenito. Fotografia em planta. .......................................... 45
Figura 4.7: Fragmentos de carvão em folhelhos. Fotografia em perfil. ......................... 45 Figura 4.8: Vista geral da área de estudo, mostrando o basculamento no acamadamento
S0, que mergulha tanto para SW quanto para NE. .......................................................... 46 Figura 4.9: Dobra cilíndrica em sedimentos arenosos, indicando movimento para SSE,
contrário ao eixo da dobra. Fotografia em planta. .......................................................... 47
Figura 4.10: Dobra em bainha, com eixo posicionado paralelamente ao sentido do fluxo,
indicando movimento aparente para SE ou NW. ........................................................... 47 Figura 4.11: Dobra cilíndrica evoluindo para dobra em bainha, cujo eixo está
posicionado paralelamente ao sentido do fluxo, indicando movimento aparente para
SW. ................................................................................................................................. 47 Figura 4.12: Enxame de diques clásticos interrompidos em arenito acinzentado.
Fotografia em perfil. ....................................................................................................... 48
xi
Figura 4.13: Dique clástico dobrado, com grau de compactação de aproximadamente
20%. Fotografia em perfil. .............................................................................................. 49 Figura 4.14: Duplex contracional formado em zona de cisalhamento intraestratal.
Fotografia em planta. ...................................................................................................... 49
Figura 4.15: Falhas reversas originadas por dobras em leques em folhelhos da Formação
Maracangalha, indicando sentido de movimentação de massa para sul. Fotografia em
perfil. .............................................................................................................................. 50 Figura 5.1: Localização das sub-áreas ao longo de aproximadamente 3 km de
comprimento da borda nordeste da Ilha de Itaparica, entre os povoados de Bom
Despacho e Amoreiras. Imagem modificada do Google Earth, 2010. ........................... 51 Figura 5.2: Área total (101 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-
direction das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S0....................... 53 Figura 5.3: Sub-área 1 ( 43 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-
direction das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S0....................... 53
Figura 5.4: Sub-área 2 (46 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-
direction das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S0. ...................... 54
Figura 5.5: Sub-área 3 (22 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-
direction das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S0. ...................... 54 Figura 5.6: Área total (77 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de
plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras. ............. 55
Figura 5.7: Sub-área 1 (38 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de
plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras. ............. 56 Figura 5.8: Sub-área 2 (12 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de
plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras. ............. 56 Figura 5.9: Sub-área 3 (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de
plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras. ............. 57 Figura 5.10: Área total (77 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das
estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ). ..................................... 57
Figura 5.11: Sub-área 1 (38 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das
estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ). ..................................... 58 Figura 5.12: Sub-área 2 (12 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das
estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ). ..................................... 58
Figura 5.13: Sub-área 3 (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das
estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ). ..................................... 59
Figura 5.14: Área total (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-
direction das estruturas planares correspondentes aos Diques Clásticos. ...................... 60 Figura 5.15: Diagramas das estruturas indicativas da atuação dos tensores (σ1, σ2, σ3)
na área de estudo. Maiores detalhes ver no texto. .......................................................... 61 Figura 6.1: Mapa com os principais elementos estruturais indicativos do sentido de
fluxo gravitacional (planos axiais e eixos de dobras) e acamadamento (S0). As áreas
amareladas são as três sub-estações onde houve a coleta dos dados. ............................. 63 Figura 6.2: Mapa indicando o sentido do vetor compressivo (σ1), relacionado ao
movimento de massa e diques clásticos. As áreas amareladas são as três sub-estações
onde houve a coleta dos dados. ...................................................................................... 63
1
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO
Segundo Magnavita (1996), a Bacia do Recôncavo está inserida no Sistema de Rifts
Recôncavo-Tucano-Jatobá. Este sistema apresenta orientação geral N-S, com inflexão
para ENE-WSW na sua terminação norte (Magnavita, 1992).
A origem deste sistema está associada aos estágios precoces da abertura do
Atlântico Sul e ruptura do Gondwana, onde os campo de tensões responsáveis pelo
rifteamento teriam atuado entre os períodos mesojurássico (175 Ma) e eocretáceo (145
Ma) (Silva et. al., 2007; Milhomem et. al., 2003). De acordo com Magnavita et. al.
(2005), trata-se de um rift intracontinental abortado da margem leste do Brasil (Figura
1.1).
Figura 1.1. Localização da Bacia do Recôncavo em relação à América do Sul, Brasil e bacias
adjacentes. Dias Filho (2002).
A Bacia do Recôncavo, cuja extensão ocupa uma área de aproximadamente 11.500
km², situa-se ao sul do Rift, sendo limitada, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá, a sul,
2
pelo sistema de Falhas da Barra, a oeste, pela Falha de Maragogipe e pelo sistema de
Falhas de Salvador, a leste (Milhomem et. al., 2003) (Figura 1.2).
Figura 1.2: Localização, limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo. Milhomem et.
al. (2003).
De acordo com Silva et. al. (2007), seu preenchimento sedimentar esta dividido em
quatro fases principais: sinéclise, pré-rift, rift e pós-rift.
3
A Formação Maracangalha (~ 140 Ma), objeto de estudo dessa monografia, teve a
sua deposição iniciada a partir de um sistema lacustre. Fazendo parte das deposições da
sequência rift da Bacia do Recôncavo.
Segundo Guerra & Borgui (2003), os folhelhos da Formação Maracangalha,
acomodam dois membros cujas origens estão associadas à fácies gravitacionais e
deformacionais, os Membros Pitanga e Caruaçu; o surgimento do Membro Pitanga
estaria associado a escorregamento (slump), enquanto que o Membro Caruaçu teria sua
origem relacionada a processos deposicionais ligados, também, a corrente de turbidez.
A Formação Maracangalha se caracteriza como a segunda produtora de gás da Bacia
do Recôncavo, tendo o Membro Caruaçu como o principal reservatório. Algumas
estruturas deformacionais que podem servir de armadilha para acumulação e migração
dos hidrocarbonetos como: diques clásticos, zonas de cisalhamento, falhas normais,
reversas, dobras e domos de argila podem ser encontradas na Formação Maracangalha,
em diferentes escalas.
A presente monografia foi desenvolvida na Ilha de Itaparica, localizada na porção
sul da Bacia do Recôncavo, dando enfoque aos membros arenosos da Formação
Maracangalha, e vem interpretar um conjunto de estruturas deformacionais indicativas
da direção do fluxo gravitacional, relacionando-o ao contexto tectônico regional.
Sendo assim, este trabalho tenta contribuir para uma melhor caracterização
estrutural da Formação Maracangalha e consequentemente da Bacia do Recôncavo,
fornecendo dados importantes da geologia estrutural à indústria de petróleo. Já que os
fluxos gravitacionais podem ser o gatilho para a ascensão de domos de argila na bacia.
1.1. Localização e Acesso da Área de Estudo
A área de estudo está localizada na parte noroeste da Ilha de Itaparica que, por
sua vez, faz parte do conjunto de ilhas da Baía de Todos os Santos (Figura 1.3).
A ilha dista cerca de 13km de Salvador, sendo a melhor via de acesso o sistema
de Ferry-Boat, que liga o Terminal Hidroviário de São Joaquim (Salvador) ao Terminal
Hidroviário de Bom Despacho (Itaparica). Chegando ao Terminal de Bom Despacho, o
afloramento estudado encontra-se entre os povoados de Bom Despacho e Amoreiras,
estando à norte do terminal.
4
Figura 1.3. Mapa de localização da área de estudo, destacado em vermelho. Bom Despacho -
Ilha de Itaparica - Bahia.
1.2. Contextualização e Apresentação do Problema
A Bacia do Recôncavo é responsável pela quase totalidade da produção de
petróleo no Estado da Bahia. Esta produz cerca de 50.000 bbl/dia de petróleo, 1,72
milhões de m³ dia de gás associado e 4,20 milhões de m³ dia de gás não-associado,
conforme dados fornecidos pela ANP (Barros, 2005).
A Formação Maracangalha representa um importante reservatório de
hidrocarbonetos da Bacia do Recôncavo, já que contém uma das principais acumulações
de gás não associado (no reservatório encontra-se livre ou com concentrações muito
baixas de óleo).
Uma série de estruturas deformacionais (diques clásticos, zonas de cisalhamento,
falhas normais, reversas e dobras) pode ser encontrada na Formação Maracangalha, na
5
Ilha de Itaparica, estas vem suscitando dúvidas quanto à sua gênese, especialmente
quanto à sua ligação com os processos de deformação sin-sedimentares associados a
fluxos gravitacionais. Tendo isto em vista, pode-se questionar: Quais seriam as
estruturas deformacionais (e os seus significados) na Formação Maracangalha e quais
dessas estruturas podem ser utilizadas para a análise do sentido dos fluxos
gravitacionais dessa formação na Ilha de Itaparica (sul da Bacia do Recôncavo)?
Uma análise estrutural apurada da Formação Maracangalha permite contribuir
para a formulação de modelos deposicionais que auxiliem as atividades exploratórias de
seus reservatórios de gás associados. Já que estes reservatórios têm como principal
modelo de migração e acumulação armadilhas de inversão estrutural (Guerra & Borgui,
2003). Contribuindo assim com o estudo dos sistemas petrolíferos da Bacia do
Recôncavo.
1.3. Objetivos
O objetivo geral dessa monografia é interpretar os sentidos de fluxo
sedimentar gravitacional, nos depósitos arenosos da Formação Maracangalha, indicando
as suas áreas fontes.
Como objetivos específicos, têm-se:
1. Identificação e caracterização das estruturas deformacionais presentes na
Formação Maracangalha;
2. Separação das estruturas deformacionais de acordo com o seu estado; plástico,
de injeção e sólido;
3. Interpretação da evolução deposicional dos pacotes sedimentares estudados com
base nos dados obtidos; determinação das gêneses das estruturas e vergência do
movimento de massa na bacia.
4. Obter a relação entre os padrões do fluxo gravitacional e os principais campos de
tensão atuantes, relacionados aos fluxos gravitacionais.
6
1.4. Justificativa
Segundo Magnavita et. al. (2005), a Bacia do Recôncavo é uma das bacias
mais produtivas do Brasil devido ao seu eficiente sistema petrolífero, sendo os seus
atributos estratigráficos e estruturais utilizados como escola para diversas gerações de
exploradores. Somado a isto, a Bacia do Recôncavo é classificada como uma das seis
principais bacias produtoras de gás do país.
A Formação Maracangalha, membros Pitanga e Caruaçu, representam um dos
maiores reservatórios de gás não associado da bacia, tendo suas origens ligadas a fluxos
gravitacionais que afetaram os pacotes iniciais da fase sin-rift da bacia (folhelhos com
intercalação de lentes areníticas da Formação Maracangalha).
A área de estudo, margem nordeste da Ilha de Itaparica, foi escolhida por
apresentar bons afloramentos e estruturas deformacionais em grande quantidade.
1.5. Método de Trabalho
Visando alcançar os objetivos propostos, o método de trabalho empregado para
o desenvolvimento dessa monografia constou de três fases inter-relacionadas:
1.5.1. Fase Pré Campo
Foi desenvolvido o levantamento e pesquisa bibliográfica dos
trabalhos publicados sobre a Bacia do Recôncavo, mais particularmente
sobre a Formação Maracangalha e as suas feições tectono-estruturais. Assim
como, bibliografia sobre estruturas sedimentares, fluxos gravitacionais e
depósitos relacionados, e outros referentes a tratamentos estruturais de
dados.
1.5.2. Fase Campo
Esta fase teve início com a visita preliminar à área de estudo para
reconhecimento geral e de designação de seções importantes para coleta de
dados. Posteriormente, foram efetuadas novas visitas de campo para
7
detalhamento e análise estrutural, onde se pôde efetuar a coleta de dados.
Nesta etapa também foram realizadas a documentação fotográfica e a divisão
dos afloramentos por sub-áreas, para melhorar a organização das estruturas
encontradas.
1.5.3. Fase Pós Campo
Foi desenvolvida a análise dos dados, envolvendo a classificação e
organização das informações coletadas e o estabelecimento das relações
existentes entre os dados:
1. Foi utilizado para tratamento das medidas o software StereoNet®, versão
2.46 (Duyster 2000), os dados foram apresentados em rosetas de direção
e mergulho e diagramas de isodensidade de frequência possibilitando
uma melhor visualização de um maior número de medidas integradas.
Para a análise dos campos de tensão, foi utilizado o software FaultKin.
2. Interpretações e determinações dos produtos obtidos.
3. Elaboração da monografia.
8
CAPÍTULO 2 – GEOLOGIA REGIONAL
A ruptura do Gondwana é caracterizada por alguns rifts abortados (reduzido
desenvolvimento de subsidência da fase termal e sedimentação marinha) na região
emersa intracontinental; no nordeste, destaca-se o sistema de rifts Recôncavo-Tucano-
Jatobá (Mohriak, 2003).
2.1. A Bacia Recôncavo-Tucano-Jatobá
Constituem um sistema de rifts que cobrem uma área de cerca de 45.000 km².
Segundo Mohriak (2003), a Bacia do Recôncavo-Tucano-Jatobá está
diretamente ligada à formação dos rifts das bacias da margem continental, no Cretáceo
Inferior. A origem deste sistema está associada aos estágios precoces da abertura do
Atlântico Sul e ruptura do Gondwana, onde os campos de tensões responsáveis pelo
rifteamento teriam atuado entre os períodos neojurássico (150 Ma) e eocretáceo (145
Ma) (Silva et al., 2007 e Milhomem et al., 2003). Magnavita (1992) propõe um modelo
de rifteamento duplo para o Rift Recôncavo-Tucano-Jatobá, onde o primeiro evento
distencional ocorreu na direção E-W e o segundo evento distencional ocorreu na direção
NW-SE.
Devido a estes eventos distensionais, a bacia apresenta alongamento preferencial
na direção N-S com inflexão para ENE-WSW na sua terminação norte.
O limite norte da Bacia de Jatobá é condicionado pela falha de Ibimirim e pelo
lineamento de Pernambuco (Mohriak, 2003). Segundo este mesmo autor, a oeste o
sistema de rifts Recôncavo-Tucano é limitado na porção central pelo Cráton São
Francisco (Bloco Serrinha) e em Tucano norte por rochas metassedimentos do
Proterozóico Superior; o limite leste dos rifts de Tucano norte e Jatobá corresponde ao
maciço de Pernambuco-Paraíba; o limite leste de Tucano central corresponde às rochas
metassedimentos do Proterozóico Superior e na porção sul das bacias de Tucano e
Recôncavo, o limite leste corresponde ao cinturão granulítico e ao Alto de Jacuípe.
O embasamento desta bacia é composto na sua pluralidade por gnaisses,
granulitos e migmatitos de idades arqueana a paleoproterozóica do Cinturão Granulítico
Atlântico e por rochas metassedimentos brasilianos neoproterozoicos da Formação
Estância (Inda & Barbosa, 1978).
9
O Cinturão Granulítico Atlântico é representado pelas rochas granulíticas
arqueana/paleoproterozóicas pertencentes aos cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá, a
oeste-sudoeste; e Salvador-Esplanada, a leste-nordeste (Silva et. al., 2007) (Figura 2.1).
O Bloco Serrinha, situado a oeste, é constituído por gnaisses arqueanos e pelo
Greenstone Belt do Rio Itapicuru de idade paleoproterozóica (Silva, 1994).
Mais ao norte, rochas da Faixa Sergipana, do Maciço Pernambuco-Alagoas e da
Zona de Cisalhamento Paraíba-Pernambuco compõem o embasamento cristalino da
bacia.
Figura 2.1: Domínios estruturais no embasamento em torno do rift do Recôncavo-Tucano-
Jatobá. Adaptado de Magnavita (1992, 1996).
Segundo Caixeta et. al. (1994) apud Magnavita et. al. (2005), a divisão
bioestratigráfica do registro sedimentar da Bacia Recôncavo-Tucano-Jatobá está
baseada em ostracodes não-marinhos, reconhecendo-se então por Viana et. al. (1971) a
Série Recôncavo, composta por seis andares: Dom João (ca. 161 Ma), Rio da Serra (ca.
144 Ma), Aratu (ca. 128 Ma), Buracica (ca. 125 Ma), Jiquiá (ca. 123 Ma) e Alagoas
(ca. 119 Ma).
10
2.2. A Bacia Recôncavo
Localiza-se no Estado da Bahia, ocupando uma área de aproximadamente
11.500 km². Seus limites são dados pelo Alto de Aporá, a norte e noroeste, pelo sistema
de falhas da Barra, a sul, pela falha de Maragogipe, a oeste, e pelo sistema de falhas de
Salvador, a leste (Milhomem et. al., 2003).
Morfologicamente, se configura como meio-gráben assimétrico com orientação
NE-SW, cujo depocentro situa-se a leste (proximidades do sistema de falhas de
Salvador), conforme pode ser observado na seção geológica (Figura 2.2); sendo
resultado das heterogeneidades do embasamento pré-cambriano sobre o qual atuaram
esforços distencionais (Milhomem et. al., 2003).
Figura 2.2: Seção geológica esquemática da Bacia do Recôncavo; observe que a cunha de
sedimentos que preenche a bacia aumenta de espessura para leste, próximo a Falha de Salvador,
em função do grande deslocamento do embasamento na borda falhada da bacia. Petrobrás, 2002.
2.2.1. Aspectos Estratigráficos
A nomenclatura litoestratigráfica da Bacia do Recôncavo, adotada neste
trabalho, teve como referência a coluna estratigráfica proposta por Caixeta et. al. (1994)
(Figura 2.3).
De acordo com Caixeta et. al. (1994), a sucessão estratigráfica da Bacia do
Recôncavo repousa sobre o embasamento cristalino (pré-cambriano) e está separada
deste por uma descontinuidade erosiva temporal.
11
Figura 2.3: Coluna estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Caixeta et. al. (1994).
12
Estratigrafia do Paleozóico
De acordo com Milhomen et. al. (2003), os sedimentos paleozóicos, depositados
sob condições de bacia intracontinental, na Bacia do Recôncavo, são representados pela
Formação Afligidos, do Permiano. Esta formação está subdividida no Membro Pedrão
(inferior), constituído por arenitos intercalados por finas camadas de lamitos e ainda por
pelitos e evaporitos na sua parte superior; e Membro Cazumba (superior), composto por
folhelhos vermelhos com níveis sílticos.
Segundo Silva et. al. (2007), a sedimentação no Paleozóico apresenta uma
tendência geral regressiva, gradando de uma sedimentação marinha rasa para sistemas
lacustres passando por bacias evaporíticas. Sendo assim, os sedimentos basais (Mb.
Pedrão) correspondem a depósitos marinhos restrito, enquanto os sedimentos do topo
(Mb. Cazumba) constituem um ambiente lacustre (Caixeta et. al.,1994).
Estratigrafia do Mesozóico
De acordo com Caixeta et. al. (1994), a estratigrafia do Mesozóico, com idade
entre o Neojurássico e o Eocretáceo, é dividida em seqüências depositadas nas fases
pré-rift (a), sin-rift (b) e pós-rift (c). Segundo Milhomen et. al. (2003), o registro
tectono-estratigráfico, sugere que a fase pré-rift é representada por ciclos fluvio-eólicos
aos quais se intercalam sistemas lacustres transgressivos; a fase rift é caracterizada por
um estágio inicial de lago profundo, progressivamente assoreado em estágios mais
tardios. Completando a seqüência, aparece a fase pós-rift com assinatura estratigráfica
de ambiente de leques aluviais (Caixeta et. al., 2004).
a) Fase Pré-rift
Abrange do Andar Dom João ao Andar Rio da Serra Inferior (Tithoniano ao
Eoberriano). Esta fase é representada, da base para o topo, pelas Formações Aliança,
Sergi, Itaparica e Água Grande.
A Formação Aliança está sobreposta a Formação Afligidos, subdividindo-se no
Membro Boipeba, consiste de arenitos avermelhados que variam de finos a
13
conglomeráticos; e no Membro Capianga, formado por folhelhos vermelhos com raras
intercalações de arenitos finos. O Membro Boipeba representa depósitos de um sistema
fluvial entrelaçado com retrabalhamento eólico, enquanto os sedimentos do Membro
Capianga foram depositados em ambiente lacustre.
A Formação Sergi, sobreposta a Formação Aliança, é composta por arenitos
finos a conglomeráticos, com intercalações de folhelhos vermelhos a cinza esverdeados,
tendo sido depositados por sistemas fluviais entrelaçados com posterior retrabalhamento
eólico (Almeida, 2004).
As Formações Aliança e Sergi testemunham um amplo sistema aluvial,
desenvolvido provavelmente durante o Neojurássico, sob clima árido e em fase inicial
de flexuramento crustal (Milhomem et. al., 2003), sendo depósitos do Grupo Brotas.
A Formação Itaparica, sobreposta concordantemente à Formação Sergi, é
caracterizada por folhelhos e siltitos com raras intercalações de arenitos finos que foram
depositados em ambiente lacustre com pequenas incursões fluviais (Almeida, 2004).
A Formação Água Grande está sobreposta a Formação Itaparica, é constituída
por arenitos finos a grossos, depositada por sistemas fluviais com retrabalhamento
eólico, segundo Barroso & Rivas (1984) apud Caixeta et. al. (1994).
As Formações Itaparica e Água Grande são representantes da porção basal do
Grupo Santo Amaro.
b) Fase Sin-rift
Abrange do Andar Rio da Serra Inferior ao Andar Jiquiá (Berriasiano Inferior ao
Aptiano Inferior). Esta fase é representada pelas Formações Candeias, Maracangalha,
Salvador, Marfim, Pojuca, Taquipe e São Sebastião.
A passagem do estágio pré-rift para o sin-rift foi marcada pela paraconformidade
que separa os arenitos fluviais e eólicos da Formação Água Grande dos folhelhos
lacustres do Membro Tauá, da Formação Candeias (Magnavita, 1992); durando cerca de
24 milhões de anos (Magnavita et. al., 2005).
Durante a fase sin-rift, a Bacia do Recôncavo foi preenchida por dois sistemas
progradantes (Magnavita et. al., 2005). De acordo com estes mesmos autores, o
principal deles foi um sistema flúvio-deltáico-lacustre (longitudinal a oblíquo)
proveniente da Bacia do Tucano, que depositou folhelhos pró deltáicos e arenitos
14
turbidíticos; o secundário, transversal à bacia, constituiu em leques conglomeráticos
derivados da erosão do bloco alto da falha de borda.
A Formação Candeias está sobreposta a Formação Água Grande (pré-rift),
subdividindo-se no Membro Tauá, consiste de folhelhos cinza escuros (ricos em matéria
orgânica); e no Membro Gomo, formado por folhelhos cinza everdeados, intercalados a
biocalcarenitos, calcilutitos e arenitos turbidíticos (Almeida, 2004). O Membro Gomo
está inserido num sistema lacustre profundo.
A Formação Maracangalha, integrante do Grupo Ilhas, passa gradativamente no
topo para as Formações Marfim e Pojuca, através de contatos interdigitados ou
concordantes. Seu contato basal se faz discordantemente sobre as rochas sedimentares
da Formação Candeias.
A Formação Maracangalha foi depositada devido ao progressivo assoreamento
dos depocentros e paleobatimetrias relativamente elevadas. Esta formação é
predominantemente composta por folhelhos acinzentados, acomodando um grande
volume de depósitos relacionados com fluxos gravitacionais (Membros Caruaçu e
Pitanga).
O Membro Caruaçu é constituído por camadas lenticulares de arenito fino e
médio; enquanto que, o Membro Pitanga e constituído por arenito muito fino, lamoso e
maciço (Caixeta et. al., 1994).
A Formação Salvador, constituída por intercalações de níveis de
conglomerados, arenitos e lamitos (Araújo, 2008), foi originada por leques
conglomeráticos sintectônicos devido à reativação do sistema de falhas de Salvador
(Magnavita & Silva, 1995).
As Formações Candeias e Salvador constituem o Grupo Santo Amaro.
A Formação Marfim, constituída por arenitos finos a médios intercalados a
camadas de folhelhos cinza esverdeados (Almeida, 2004), que se relacionam à
ressedimentação das fácies deltáicas progradantes na bacia, sob condições de relativa
quiescência tectônica (Milhomem et. al., 2003).
A Formação Pojuca, constituída por arenitos finos a médios e folhelhos cinza,
siltitos e biocalcarenitos ostracoidais (Almeida, 2004), cuja origem está relacionada a
um ambiente flúvio-deltáico (Caixeta et. al.,1994).
A Formação Taquipe, caracteriza-se por folhelhos, siltitos, arenitos e,
subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais, depositados
sobretudo como resultado de fluxos de detritos e correntes de turbidez (Milhomem et.
15
al., 2003). Segundo estes mesmo autores, estes fluxos teriam ocorrido a partir da
desestabilização das fácies de frente deltáica da Formação Pojuca e, eventualmente, da
remobilização de sedimentos mais antigos, pertencentes às Formações Marfim e
Maracangalha.
As Formações Marfim, Pojuca e Taquipe constituem o Grupo Ilhas.
A fase final de assoreamento da bacia é representada pelo avanço do sistema
flúvio-deltaico da Formação São Sebastião a aproximadamente 125 Ma. Esta formação
é caracterizada por intercalações de arenitos amarelo-avermelhados intercalados com
siltitos e folhelhos (Almeida, 2004). A Formação São Sebastião compõe o Grupo
Massacará.
c) Fase Pós-rift
Abrange o Andar Alagoas (Aptiano ao Albiano Inferior), sendo representada
pela Formação Marizal.
Uma discordância angular separa a tectono-sequência do Cretáceo Inferior da
Formação Marizal (Silva, 1993). A discordância na base da Formação Marizal
correlaciona-se com a discordância de ruptura continental que comumente precede a
fase de deriva continental (Milhomem et. al., 2003).
A Formação Marizal é constituída por arenitos, conglomerados e ocasionalmente
por folhelhos e calcários (Almeida, 2004). São depósitos de leques aluviais com
pequenos lagos restritos associados.
Estratigrafia do Cenozóico
De acordo com Milhomem et. al. (2003), não há unidades estratigráficas
correspondentes ao intervalo temporal Mesoalbiano ao Eoceno, preservadas na Bacia do
Recôncavo.
Na estratigrafia do Cenozóico (a partir de 60 Ma) destacam-se as Formações
Sabiá, Barreiras e os sedimentos quaternários. Somente no Eomioceno ocorreu a
deposição da Formação Sabiá Petri (1972) apud Magnavita et. al. (2005) e sobreposto,
no Plioceno, a deposição da Formação Barreiras.
A Formação Sabiá é composta por folhelhos com intercalações de arenitos e
lentes de calcário.
16
A Formação Barreiras é constituída por arenitos grossos a conglomeráticos com
intercalações de lamitos, tendo a sua deposição associada a depósitos de leques aluviais.
Sedimentos quaternários são representados por depósitos litorâneos no
Recôncavo meridional e por sedimentos aluviais presentes ao longo dos principais
cursos d’água da região (Magnavita et. al., 2005).
2.2.2. Arcabouço Estrutural
De acordo com Sapucaia et. al. (2003), a Bacia do Recôncavo encontra-se
alinhada segundo as descontinuidades litoestratigráficas e geotectônicas pré-brasilianas
do Cráton do São Francisco; tendo se desenvolvido sobre um complexo mosaico de
terrenos de idade predominantemente Pré - Cambriana (Caixeta & Silva, 1994).
Estudos realizados por Sapucaia et. al. (2003), mostraram uma possível
similaridade estrutural existente entre o embasamento cristalino e a Bacia do
Recôncavo; foram observados três alvos: Alvo Itanagra, que se encontra posicionado
sobre o contato bacia/embasamento, onde foram observadas foliações paralelas ao trend
longitudinal NE – SW das estruturas cartografadas no interior da Bacia do Recôncavo;
Alvo Açu da Torre - Rio Pojuca que apresenta feições, tais como, as zonas de
cisalhamento, as fraturas e as foliações, também concordantes com principais trends
estruturais da Bacia Sedimentar do Recôncavo, NE – SW (longitudinal) e NW – SE
(transversal); Alvo Mata de São João, escolhido principalmente pela presença da Falha
Mata-Catu, que se encontram associada aos falhamentos normais longitudinais pré-
existentes. Entretanto estes autores sugerem um estudo mais detalhado deste tema.
Segundo Milhomen et. al. (2003), a configuração estrutural da Bacia do
Recôncavo é definida principalmente por falhamentos normais, com direção
preferencial N30°E, que condicionam o mergulho regional das camadas para SE, em
direção das áreas mais subsidentes, conforme pode ser observado na Figura 2.2.
Magnavita (1992) e Destro et. al. (2003) definem o arcabouço estrutural da bacia como
sendo marcado por falhas longitudinais sintéticas e antitéticas, que estão associados
com estruturas transversais de grande relevância na acumulação de petróleo.
A Bacia do Recôncavo pode ser compartimentada em três sub-bacias: Nordeste,
Central e Sul (alvo deste trabalho), limitadas por falhas de transferências NW-SE, que
funcionam como zonas de acomodação denominadas por Mata-Catu e Itanagra-Araçás
17
(Milani, 1987; Milani & Davison, 1988 Magnavita et al. 2005; Cupertino & Bueno,
2005). Esta subdivisão pode ser visualizada no Mapa tectônico simplificado da Bacia
do Recôncavo com as principais estruturas rúpteis associadas (Figura 2.4).
Figura 2.4: (a) Mapa tectônico simplificado da Bacia do Recôncavo com as principais estruturas
rúpteis associadas. A porção sul da Falha de Mata-Catu e a Falha de Itanagra Araçás conectam-se
com a Falha de Salvador, enquanto que a porção norte da Falha de Mata-Catu conecta-se com a
Falha de Tombador. (b) Seções geológicas mostrando a posição da borda falhada da Bacia do
Recôncavo. (c) Seção ao longo do strike da Falha de Salvador. A Falha da Barra é o limite sul da
Bacia do Recôncavo. Destro et. al. (2003).
18
2.2.3.1. As principais estruturas rúpteis associadas à Bacia
do Recôncavo
Falha de Mata-Catu (FMC)
Esta falha encontra-se localizada na porção central da bacia, é limitada a norte
pela Falha do Tombador/Alto de Aporá e a sul pela Falha de Salvador (Magnavita,
1992; Destro et. al., 2003).
Apresenta orientação geral N145°, possuindo áreas transpressionais e
transtensionais (Magnavita, 1996). De acordo com Milani & Davison (1988), o
movimento é strike-slip, possuindo tanto componentes dextrais como componentes
sinistrais, onde a cinemática da falha estaria controlada pela presença de zonas
transformantes.
A falha de alívio (FMC) pode estar associada com estruturas como: diápiros de
folhelhos (shales diapirs), falhas reversas e fraturas de tração e cisalhamento (Moreira,
2010).
Essa feição controla um dos mais importantes trends de hidrocarbonetos da
bacia, constituídos por falhas de alívio e estruturas associadas, ao longo do qual se
destacam os campos de Miranga, Candeias e Brejinhos (Magnavita et. al., 2005) (Figura
2.5).
Falha de Itanagra-Araçás (FIA)
Esta falha encontra-se localizada na porção nordeste da bacia, servindo de limite
para os compartimentos nordeste e central da Bacia. À sudeste desloca a Falha de
Salvador com cinemática sinistral (Milani & Davison, 1988); possui orientação
preferencial N150°.
Segundo Magnavita (1992), a Falha de Itanagra-Araçás apresenta-se de forma
descontínua pela zona transpressional de Araçás.
A Falha de Mata-Catu e a Falha de Itanagra-Araçás são falhas de transferências,
conhecidas também como zonas de acomodação longitudinais (relay zones), que
suportaram diferentes taxas de estiramento crustal durante o desenvolvimento da bacia.
19
Figura 2.5: Distribuição do campo de óleo e gás na Bacia do Recôncavo. À sul e a norte da falha
de Mata-Catu, constituem importantes trends de petróleo. Área de estudo destacada em
vermelho. Magnavita et. al. (2005).
Falha de Maragogipe (FM)
Esta falha encontra-se localizada na borda oeste da bacia, representa a borda
flexural da mesma; apresenta orientação preferencial N40°. A margem flexural do
meio-gráben é limitada por monoclinais falhadas ou por rampas discordantes sobre o
embasamento (Magnavita et. al., 2005).
De acordo com Santos et. al. (1990), possui rejeitos que não ultrapassam
quinhentos metros, caracterizando uma zona com maior estabilidade tectônica.
20
Falha de Salvador (FS)
Esta falha encontra-se localizada na borda leste da bacia, representa a borda
falhada da mesma; apresenta orientação preferencial N30°. Abriga cerca de 7.000 m de
sedimentos (Da Silva et. al., 2003).
O grande rejeito da falha de borda principal, representado pelo sistema de falhas
de Salvador é responsável pela maior parte da assimetria da Bacia do Recôncavo
(Barbosa, 2009).
Falha da Barra (FB)
Esta falha encontra-se localizada limite sul da bacia, representa uma falha de
transferência que separa a Bacia do Recôncavo da Bacia de Camamu.
Segundo Magnavita (1992), a evolução deformacional dessa falha inicia-se com
movimento sinistral em função de extensões realizadas sob campo posicionado em
N120°, durante o estágio Rio da Serra, e este foi sucedido por movimentos dextrais
durante o estágio Jiquiá-Médio Alagoas.
Na porção sul da Bacia do Recôncavo, no início da formação da bacia
predominaram σ1 verticais a subverticais, relacionados às falhas normais, sucedidos por
σ1 subhorizontais, relacionados às falhas transcorrentes, que teriam atuado ora com
orientação NE-SW, ora com orientação NW-SE (Corrêa-Gomes et. al., 2005).
2.2.3. Evolução Tectono-Sedimentar da Bacia do Recôncavo
De acordo com Magnavita et. al. (2005), o Rift do Recôncavo-Tucano-Jatobá
tem sido interpretado como um braço abortado do Atlântico Sul; tendo sido originado
durante o processo de estiramento crustal que culminou na fragmentação do
Supercontinente Gondwana, iniciado no final do Jurássico, se prolongando até o final
do Cretáceo (Magnavita, 1992).
A margem leste brasileira evoluiu segundo um modelo de rifteamento passivo
originado por esforços distensivos, vinculados à separação dos continentes Sul-
Americano e Africano (Milani, 1985).
21
A evolução da Bacia do Recôncavo pode ser dividida nas fases: sinéclise, pré-
rift, sin-rift e pós-rift (Silva et. al., 2007) , cujas sequencias aflorantes podem ser
visualizadas na Figura 2.6.
Figura 2.6: Mapa geológico esquemático com localização do Rift Recôncavo-Tucano-Jatobá,
mostrando a distribuição das sequências: pré, sin e pós-rift. (Magnavita, 1992; Magnavita et. al.
2005).
A fase sinéclise ocorreu durante o paleozóico, onde a bacia subsidiu devido ao
flexuramento crustal, inerente a fase de deformação elástica; sendo representada pela
Fm. Afligidos associada ao desenvolvimento de mares epicontinentais.
Antecedendo a ruptura do rift, houve um prolongado estágio com pequena taxa
de subsidência, o qual propiciou o desenvolvimento de uma bacia com características
22
intracratônicas, denominada Depressão Afro-Brasileira Estrela (1972) apud Almeida
(2004).
Nesse contexto foram depositados sedimentos aluviais do Grupo Brotas (red
beds), sedimentos flúvio-lacustres da Fm. Itaparica (Gr. Santo Amaro) e sedimentos
fluviais e eólicos da Fm. Água Grande (Gr. Santo Amaro). A área fonte para a
sequência do grupo Brotas estava localizada a sudoeste da atual Bacia do Recôncavo
(Figura 2.7), enquanto a área fonte da Fm. Água Grande estava localizada a noroeste e a
norte da bacia (Magnavita et. al., 2005).
Figura 2.7: Paleogeografia da Sequências Sinéclises e Pré-Rift da Bacia do Recôncavo.
Observar discordância entre as sequências. Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et. al.
(2005).
Para Aragão (1994) apud Silva et. al. (2007), a fase inicial de aprofundamento,
seria representada pelo Membro Gomo (Fm. Candeias), época em que a bacia
desenvolveu uma fisiografia caracterizada por áreas plataformais relativamente estáveis
e depocentros com elevadas taxas de subsidência. Enquanto que, para Magnavita et. al.
(2005), o Membro Tauá (Fm. Candeias) depositou-se numa fase em que a taxa de
subsidência superou a taxa de sedimentação, caracterizando o início da fase sin-rift.
Segundo Almeida (2004), o término da deposição das Formações Água Grande e
Itaparica marca o início do rompimento da crosta (início da fase sin-rift), cujos esforços
distensivos geraram falhamentos normais de ângulos elevados e direção
predominantemente N30°E, que originou as fossas tectônicas, onde se implantaram os
lagos profundos.
De acordo com Magnavita et. al. (2005), o estabelecimento do rift aconteceu há
aproximadamente 144 Ma; entretanto o início da fase rift é motivo de controvérsias.
23
Tradicionalmente, esta fase é marcada no primeiro aparecimento da espessa cunha de
conglomerados sintectônicos da Fm. Salvador, a qual constitui parte do sistema de
borda do rift. Mas a presença de conglomerados parece indicar apenas a existência de
uma elevação topográfica ao longo da borda falhada (Magnavita, 1996).
Durante a fase de bacia faminta, nos depocentros foram depositados os folhelhos
da Fm. Maracangalha, à intensa atividade tectônica neste período que propiciou a
formação de correntes de turbidez com fontes na borda nordeste da bacia (Figura 2.8).
Uma contínua sedimentação de depósitos arenosos resultantes de fluxos
gravitacionais (Mb. Pitanga e Mb. Caruaçú) exerceu forte sobrecarga sobre os folhelhos
da Fm. Maracangalha, pressurizando-os e resultando em diápiros de folhelhos
associados a falhas de crescimento, ao longo dos depocentros mais orientais do gráben
(Magnavita et. al., 2005).
Figura 2.8: Paleogeografia da Seqûencia Rift na Bacia do Recôncavo, observar processos de
argilocinese na Fm. Maracangalha, e as camadas arenosas dos membros Pitanga e Caruaçu.
Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et. al. (2005).
Sistemas deltáicos progradaram de NNW sobre a s plataformas existentes na
margem flexural do rift, preenchendo os depocentros com sedimentos da Fm. Marfim e
da Fm. Pojuca (Gp. Ilhas).
Posteriormente, uma queda no nível do lago, tectonicamente induzida, originou
um canyon na porção oeste das bacias do Tucano Sul e Recôncavo (Bueno, 1987 apud
Magnavita et. al., 2005), onde foram acumulados os sedimentos da Fm. Taquipe (Figura
2.9). De acordo com Almeida (2004), o aparecimento de falhas de crescimento e de
24
áreas rebaixadas próxima a Falha de Paranaguá no compartimento sul da bacia, devido à
reativação de falhas pré-existentes, possibilitou a implantação do “Canyon de
Taquipe”.
Os sedimentos da Fm. Taquipe foram seguidamente recobertos pelos sedimentos
deltaicos da Fm. Pojuca (Caixeta et. al., 1994).
Figura 2.9: Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe. Figueiredo et. al. (1994).
Aos depósitos deltáicos sucederam os sedimentos fluviais da Fm. São Sebastião,
que progradaram de NNW para SSE a partir da Bacia do Tucano (Gama Jr., 1970 apud
Magnavita et. al., 2005). O processo de deposição desta formação coincide com o início
da atividade tectônica no sistema de falhas transcorrentes N40°W (Almeida, 2004).
A deposição dos sedimentos da Fm. Marizal ocorreu numa depressão do tipo
sinéclise (sag basin) cujos limites ultrapassam as atuais bordas do rift, durante uma fase
de subsidência térmica pós-rift (Magnavita et. al., 1994). Estes sedimentos recobrem de
forma ampla o nordeste brasileiro.
Do Mesoalbiano ao Eoceno há um hiato deposicional na Bacia do Recôncavo.
No Eomioceno, uma ingressão marinha depositou os sedimentos da Fm. Sabiá.
Sobrepostos a estes ocorrem os sedimentos da Fm. Barreiras, do Cretáceo.
25
CAPÍTULO 3 – ASPECTOS TEÓRICOS RELACIONADOS AOS
FLUXOS GRAVITACIONAIS
Os fluxos gravitacionais constituem um tipo de fluxo em que a viscosidade
elevada se deve à grande concentração de sedimentos no fluido (Giannini & Riccomini,
2000).
Ainda de acordo com estes autores, do ponto de vista geológico, as três
características mais comuns aos diferentes tipos de fluxo gravitacionais são: i)
associação preferencial a declives; ii) a formação de depósitos na base destes declives
com a morfologia de lóbulos e/ou leques; iii) o caráter episódico (dissipação de grande
quantidade de energia e deslocamento de grande massa de sedimentos em tempo muito
reduzido, de segundos a poucas horas), o que pode ser resultado de eventos sísmicos
(Raja Gabaglia, 1991), por reativação de grandes falhamentos (Milani & Davison,
1988), diapirismo periódico e rápido influxo de material sedimentar causando
sobrecarga em zonas de sedimentos inconsolidados (Mello et. al., 1971), por mudanças
nos depocentros da bacia, e por colapso do fluxo das frentes deltaicas e inundações
fluviais (Guerra & Borghi, 2003), ou pelas vastas combinações possíveis entre estes
fatores.
Do ponto de vista reológico, os fluxos gravitacionais podem apresentar três tipos
básicos: o rúptil, o plástico e o fluidal (Giannini & Riccomini, 2000).
Os principais processos sedimentares associados e estes fluxos são: (a) queda de
rochas (rock fall); (b) deslizamentos (slide flow); (c) escorregamentos (slump flow); (d)
fluxo granular (grain flow); (e) fluxo de detritos (debris flow); (f) liquefação
(liquefaction); (g) fluidização (fluidization); e por fim; (h) correntes de turbidez
(turbidity currents). O modo de atuação destes processos e suas características estão
resumidos abaixo na Figura 3.1.
26
Figura 3.1: Principais fluxos gravitacionais e suas características quanto ao regime reológico, mecanismo de interação grão/fluido, declive mínimo e depósito.
Modificado de Giannini & Riccomini (2000).
27
De acordo com Paim et. al. (2003), os fluxos gravitacionais de massa (FGM)
diferenciam-se dos fluxos gravitacionais de sedimentos (FGS), pela perda total nos FGS
da organização interna (fábrica) que os sedimentos possuíam antes de serem
remobilizados. Os slides (deslizamentos) e os slumps (escorregamentos) são dois tipos
de FGM que se diferenciam entre si e dos FGS pelo grau de deformação interna (alto
para os FGS, baixo para os slides, e intermediário para os slumps).
Deste modo, os fluxos gravitacionais produzem um espectro muito amplo de
fácies sedimentares geneticamente interligadas, que variam desde simples acúmulos de
sedimentos associados a deslizamentos de massa, sem a mínima organização interna, até
depósitos sedimentares formados por correntes de turbidez, com altíssimo grau de
organização interna (Carminatti, 1994) in (Paim et. al.,2003).
De acordo com Shanmungam (2006), os slides (Figura 3.2) são movimentos
de massa, e seus produtos, ao longo de uma superfície basal de descolamento, no qual o
pacote de sedimentos movimentado não perde a sua estrutura interna, movendo se como
um bloco coeso; enquanto que, os slumps (Figura 3.3) ocorrem ao longo de uma
superfície basal de descolamento, geralmente côncava sendo que o deslocamento
transversal da massa é acompanhado de uma rotação desestabilizando a estrutura
interna. Estes fluxos gravitacionais de massa seriam formados a jusante da encosta.
Figura 3.2: Modelo esquemático de um slide,
indicando movimento de translação em
superfície plana.
Figura 3.3: Modelo esquemático de um slump,
indicando movimento de translação + rotação
em superfície côncava.
28
Segundo Stow et. al. (1996), nos slides, os blocos movem-se sem apresentar
deformação interna, porque todo o cisalhamento concentra-se na superfície de
escorregamento basal. Feições de extensão, como falhas lístricas, podem aparecer no
interior do bloco de deslizamento; compressões e cavalgamentos são típicos das porções
mais distais (Figura 3.4).
Figura 3.4: Representação esquemática de um corpo de deslizamento (slide), observar as zonas
extensionais (porção proximal), e as zonas compressionais (porção distal). Stow et. al. (1996).
Nas porções proximais dos slumps, ocorrem as deformações extensionais, como
as falha lístricas, já nas porções mais distais, onde o movimento cessa, é comum
encontrar estruturas compressionais, como dobras e cavalgamentos (Stow et. al., 1996)
(Figura 3.5).
Caso o movimento característico dos slumps não cesse, algumas porções
poderão continuar a se mover, acrescentando maior complexidade ainda ao padrão de
deformação interna do bloco. É provável que um das principais conseqüências dos
slumps seja atuar como disparadores de outros fluxos gravitacionais, através do
incremento de velocidade, diluição e transformação de fluxo (Strachan, 2008).
29
Figura 3.5: Representação esquemática de um corpo de escorregamento (slump), observar a
zona da escarpa proximal, e a zona distal, mais deformada. Stow et. al. (1996).
As correntes de turbidez formam depósitos na parte mais distal do fluxo,
podendo ter sua origem relacionada aos fluxos gravitacionais de massa da jusante (slide
e/ou slump). Shanmungam (2006) propõe um modelo ideal de evolução para os fluxos
gravitacionais, comparando as principais características dos depósitos gerados por estes
fluxos (Figura 3.6), onde o aumento da desagregação de massa aumenta na medida em
que se desce no talude e as deformações plásticas começam a aparecer a partir dos
fluxos gravitacionais do tipo slump.
Figura 3.6: Diagrama esquemático idealizando a evolução de um fluxo gravitacional.
Shanmungam (2006).
30
4.1. Fluxos Gravitacionais de Sedimentos
Fluxos gravitacionais de sedimentos (sediment gravity flows) são misturas de
sedimento mais fluido que fluem declive abaixo devido à ação diferencial da gravidade
causada pelo contraste de densidade entre o fluxo e o meio circundante, em contexto
subaéreo ou subaquoso (d’Ávila et. al., 2008).
Segundo estes mesmos autores, os fluxos gravitacionais de sedimentos iniciam
quando a ação da gravidade sobre misturas de sedimento e a água reprime a ação da
fricção ou da coesão entre as partículas; sendo os principais mecanismos
desencadeadores desses fluxos: inundações fluviais, tempestades, terremotos, tsunamis,
colapso de sedimentos, etc., sendo comumente derivada de outros fluxos de detritos.
De acordo com Middleton & Hampton (1973) apud d’Ávila et. al. (2008), os
fluxos gravitacionais de sedimentos podem ser subdivididos em quatro tipos: fluxo de
detritos, fluxo fluidizado (fluxo liquefeito), fluxo de grãos e corrente de turbidez.
Os depósitos originados por fluxos de detritos, geralmente, apresentam
clastos de tamanhos variados sustentados pela força motriz, padrão de organização
interna caótico e grandes espessuras. Já os fluxos fluidizados ocorrem quando os grãos
estão sendo decantados concomitantemente à movimentação ascendente do fluido
intersticial, neste processo as partículas são suportadas pelo fluido, ficando suspensas ou
liquefeitas.
Lowe (1979; 1982) apud d’Ávila et. al. (2008), relacionou estes tipos de fluxos a
propriedades reológicas e a mecanismos de suporte dos grãos (Figura 3.7), admitindo
que fluxos diferentes possam estar encadeados num mesmo espectro contínuo de
processos, iniciando como um fluxo de detritos, passando a fluxo de grãos, corrente de
turbidez de alta densidade, e, por fim, correntes de turbidez de baixa densidade.
Segundo d’Ávila et. al. (2008), essa transformação ocorreria gradiente abaixo à medida
que o fluxo perdesse coerência e ganhasse fluidez, devido à entrada de água no sistema.
31
Figura 3.7: Comportamento reológico e mecanismo de suporte para diversos tipos de fluxo
gravitacionais de sedimentos. d’Ávila et. al. (2008).
4.1.1. Correntes de Turbidez
São fluxos subaquosos em que as partículas mantêm-se em suspensão próximo
ao fundo devido à turbulência do fluido, é considerado como sendo o principal processo
de transporte de sedimentos arenosos para águas profundas, os depósitos resultantes são
os turbiditos.
Bouma (1962 apud d’Ávila et. al. 2008) deduziu o que seria uma sucessão normal
de estruturas sedimentares numa camada ideal de turbidito gradado. As camadas de
turbiditos com gradação normal apresentavam uma sucessão vertical (ideal) de
estruturas sedimentares, que quando completa mostrava uma porção basal maciça
(intervalo Ta), passando a arenitos com laminação paralela (Tb), laminação gerada por
ripples (Tc), hemipelágicos associados aos turbiditos (Td) e, por fim, sedimentos
pelágicos bacinais (Te), depositados com a cessação das correntes de turbidez.
Mutti (1992 apud d’Ávila et. al. 2008), concluiu que a Sequência Bouma era uma
feição restrita aos “Turbiditos Clássicos”, que seriam turbiditos de grão fino a médio,
com camadas arenosas delgadas intercaladas a folhelhos, originadas de corrente de
turbidez diluídas, de baixa densidade ou TBT’s (Thin Bedded Turbidites) (Figura 3.8).
32
Figura 3.8: Sequência de Bouma (Bouma, 1962) completa e os seus mecanismos de deposição
inferidos para os intervalos TA (corrente de turbidez de alta densidade) e TB-E (corrente de
turbidez de baixa densidade desacelerante). Posamentier & Walker (2006).
Postma et. al. (1988 apud d’Ávila et. al. 2008), realizaram um experimento onde
mostraram uma corrente de turbidez bipartida em uma camada basal densa e laminar e
uma camada superior turbulenta; foi possível observar que os clastos se movimentavam
um em relação aos outros na interface das duas camadas, onde o fluxo possuía alta
velocidade (Figura 3.9).
Figura 3.9: Corrente de turbidez bipartida em uma camada basal densa e laminar e uma camada
superior turbulenta. Os clastos se movimentam um em relação aos outros na interface das duas
camadas, onde o fluxo possui alta velocidade. d’Ávila et. al. (2008).
33
O desencadeamento das correntes pode estar ligado a eventos catastróficos de
curta duração (ondas de tempestade, choques induzidos por terremotos, falhamentos de
sedimentos devido a taludes muito íngrimes) ou de mais longa duração, tais como
grandes cheias fluviais (d’Ávila et. al., 2008); este último processo seria responsável
pela formação de correntes de turbidez através de fluxos hiperpicnais.
Uma corrente de turbidez pode ser dividida em três partes: i) cabeça (porção
frontal), mais rápida e até duas vezes mais espessa que o resto do fluxo, onde são
transportados os grãos maiores; ii) corpo (porção central), onde o fluxo é
aproximadamente uniforme; iii) cauda, zona de rápido adelgaçamento do fluxo, onde
dominam tamanhos de grãos menores. A cabeça é uma região de intensa turbulência e
erosão do substrato, formando escavações no substrato, como os turboglifos e marcas de
objetos; nesta região, as partículas são erguidas e arremessadas para trás, em direção à
cauda, desenvolvendo uma série de redemoinhos (d’Ávila et. al., 2008).
Fácies Turbidíticas
Mutti (1992) apud Paim et. al. (2003), propôs nove fácies turbidíticas de uma
corrente de turbidez ideal; onde a densidade diminui progressivamente a partir da fácies
(F1) até a fácies (F9). Essas fácies representariam estágios de deposição percorrendo a
seguinte evolução: fluxos de detritos coesivos (F1), fluxos hiperconcentrados (F2),
correntes de turbidez de alta densidade (F4 a F8) e correntes de turbidez de baixa
densidade (F9), esta última representando a sequência Bouma. A fácies (F3) representa
o depósito residual formado na transformação de um fluxo hiperconcentrado numa
corrente de turbidez de alta densidade.
Mais tarde, Mutti et. al. (1999) apud Paim et. al. (2003), concluiram que muitos
dos escorregamentos e fluxos de detritos que ocorrem na região de cabeceira dos
sistemas turbidíticos não possuem relação genética com as correntes de turbidez, que
são mais comumente geradas por fluxos hiperpicnais desenvolvidos durante cheias
fluviais catastróficas (d’Ávila et. al., 2008); devido a isto foi retirada a fácies (F1) no
novo modelo (Figura 3.10).
34
Figura 3.10: Fácies turbidíticas de uma corrente de turbidez ideal, sem a fácies (F1). Mutti et. al.
(1999 apud Paim et. al. 2003).
De acordo com d’Ávila et. al. (2008), fluxos altamente eficientes, gerados por
fluxos de enorme volume e longa duração, com grande quantidade de finos,
desenvolvem correntes de turbidez sustentadas, que segregam as fácies F2 até F8;
podendo ser gerados por fluxos hiperpicnais de longa duração (cheias catastróficas) e
por grandes escorregamentos.
Segundo Vesely (2007), os turbiditos gerados por correntes de turbidez súbitas, e
turbiditos hiperpicnais (hiperpicnitos) apresentam diferenças na natureza das fácies e
associações de fácies, pois refletem tipos variados de fluxo e muitas vezes são
depositados em contextos paleogeográficos distintos. Distinguir estes tipos de depósitos,
dentre o universo das fácies turbidíticas, é de primordial importância para a
caracterização de plays exploratórios, já que a natureza dos processos reflete-se na
geometria, continuidade e heterogeneidades dos corpos arenosos.
35
Tipos de Correntes de Turbidez
A divisão dos tipos de correntes de turbidez se baseia na proporção e nos
diferentes tamanhos dos grãos existentes nesses fluxos; são:
1) Correntes de turbidez de alta densidade: Constituem-se de grãos de todos os
tamanhos (argila até cascalho), transportando-os para ambientes de água
profunda. Com a desaceleração da corrente, são desenvolvidas
progressivamente ondas de sedimentação, depositadas após sucessivas
reduções da densidade da corrente, que provocam a instabilização dos grãos
que não podem mais ser transportados devido a queda de energia (Paim et. al.,
2003). De acordo com d’Ávila et. al. (2008), esta deposição tem início com os
grãos de tamanhos maiores e são finalizados pelos menores, tanto mergulho
abaixo com radialmente. A maioria se inicia como resultado da diluição,
escorregamentos e fluxos de grãos nas porções proximais de canyons
(Barbosa, 2009).
2) Correntes de turbidez de baixa densidade: São constituídas,
predominantemente, por sedimentos cuja granulometria varia desde a argila
até areia média, com bom desenvolvimento das divisões Tb, Tc e Td da
sequência de Bouma (Paim et. al., 2003). A deposição se inicia com a
desaceleração da corrente, primeiro sob tração (areias) com posterior
aparecimento de feições de tração e suspensão (areia e silte); com o retorno
das condições de baixa energia, ocorre a deposição de sedimentos pelágicos e
hemipelágicos correspondente a divisão Te da sequência de Bouma (d’Ávila
et. al., 2008). A deposição de correntes de turbidez de baixa densidade
acontece a partir dos estágios tardios, mais diluídos, das correntes de turbidez
de alta densidade (Barbosa, 2009).
36
4.2. Deformação em Fluxos Gravitacionais
Os processos deformacionais e as estruturas associadas com a deposição de
sedimentos em bacias são de fundamental importância para a indústria de
hidrocarbonetos, visto que um apanhado dessas estruturas pode orientar na dedução do
sentido do fluxo e localização da área fonte, principalmente no caso de estruturas no
estado plástico.
Existem, basicamente, dois controles principais para a geração de deformações
plásticas sin-sedimentares; fluxos gravitacionais (slide e slump), onde as deformações
são resultantes de forças gravitacionais e controle tectônico, onde os campos de tensão
da bacia controlam a geração de estruturas sin-sedimentares. Os sedimentos depositados
neste último caso são denominados sismitos.
As deformações no estado plástico são comuns a maioria dos sistemas de fluxos
gravitacionais, estando associado à presença de fluidos nos poros dos sedimentos
(Knipe, 1986). Os estilos estruturais deformacionais mudam com o contínuo
soterramento da rocha (Ortner, 2007).
Segundo Rossetti (1999), estas deformações ocorrem durante ou em curto
período de tempo, imediatamente após a deposição das rochas sedimentares. Entretanto,
as estruturas associadas com a deformação plástica em sedimentos são semelhantes às
encontradas em sistemas tectônicos instalados após a sedimentação; podendo ser
encontradas, estruturas dúcteis, rúpteis e rúptil-dúcteis, além de estruturas de injeção.
As estruturas dúcteis que podem ser encontradas são: zonas de cisalhamento
intraestratal, dobras com geometria diversas e eixo paralelo ao sentido do movimento de
massa, dobras cilíndricas com eixo perpendicular ao sentido do movimento de massa,
clivagem em plano axial de dobras, laminações convolutas, etc.. As estruturas rúpteis a
rúptil-dúcteis que podem ser encontradas são: falhas normais com componentes dextrais
e sinistrais, falhas reversas, bandas de deformação e fraturas associadas a dobras. As
estruturas de injeção que podem ser encontradas são: diques clásticos, vulcões de areia,
domos de argila e estruturas em cone.
O aparecimento destas estruturas é controlado pela geometria dos canais onde
ocorre o transporte de massa. Desta maneira, nas porções mais proximais da cunha de
movimento, os depósitos se comportam de maneira mais extensional enquanto que nas
porções mais distais da cunha, os depósitos se comportam de maneira mais contracional
(Figura 3.11).
37
Figura 3.11: Modelo de deslocamento esquemático de um fluxo gravitacional, indicando o
regime deformacional de acordo com cada posição do slump. Deabacker et al. (2007).
Segundo Dykstra et. al. (2005) uma série de estruturas deformacionais pode
estar presentes num fluxo gravitacional de acordo com a posição do fluxo na rampa, as
estruturas extensionais estariam localizadas nas porções mais proximais do fluxo, como
por exemplo, falhas normais; estruturas transtensionais estariam localizadas próximo as
margens da superfície de descolamento e na região central; enquanto que, próximos a
rampa frontal e na porção distal estariam as estruturas compressionais. Ambas as
estruturas podem ser visualizadas no esquema da Figura 3.12.
Figura 3.12: Modelo esquemático destrinchando as estruturas deformacionais de acordo com a
posição do fluxo na rampa. Dykstra et. al. (2005).
38
Na medida em que o fluxo se movimenta ao longo do declive ocorre um
aumento no cisalhamento simples que proporciona uma modificação nos tipos de dobras
dos depósitos (Figura 3.13). Inicialmente os eixos das dobras (cilíndricas) encontram-se
perpendiculares à direção de transporte de massa e paralelos ao declive, com o aumento
do gradiente inicia-se uma rotação, que provoca uma tendência a paralelização dos
eixos das dobras (formação de dobras em bainha) com a direção do transporte e
ortogonal ao paleodeclive.
Figura 3.13: Representação de um depósito de escorregamento com geração de dobras
cilíndricas e de arrasto. As setas indicam o sentido do fluxo. Smith (2000).
Segundo Strachan & Alsop (2006), a evolução dos fluxos gravitacionais do tipo
slump, por exemplo, envolve dobras cilíndricas nas porções proximais, que sugerem
uma direção de transporte unidirecional, gradando para direções variadas de transporte
em direção as porções distais, originando um arranjo em formato radial, num fluxo não
confinado (Figura 3.14).
39
Figura 3.14: Esquema tridimensional indicando o desenvolvimento de dobras com eixo
perpendicular ao sentido de movimentação do fluxo evoluindo para dobras com variáveis
posições de charneira, inclusive tendendo a paralelização com o sentido do fluxo. Strachan &
Alsop (2006).
A mesma mudança de configuração ocorre também com as falhas presentes
nesses tipos de fluxos, onde na porção mais proximal há predominância de falhas
normais, nas porções mais próximas às margens da superfície de deslocamento
encontra-se com mais freqüência falhas transferentes enquanto que nas porções mais
distais é possível observar falhas reversas e cavalgamentos (Dykstra et. al., 2005).
Segundo Strachan (2002), a orientação do tensor mínimo principal (σ3), durante
a formação dos diques clásticos, posiciona-se horizontalmente. A ocorrência deste tipo
de estrutura esta intimamente relacionada com a presença do processo de liquefação
(Etchebehere et. al., 2006), quando estes atingem a superfície.
De acordo com Lowe (1975), a liquefação ocorre quando um sedimento
metaestável ou inconsolidado experimenta uma repentina perda da resistência de
cisalhamento associado com o colapso da estrutura interna e um temporário aumento da
pressão de poros-fluidos, possivelmente a origem está associada com correntes
turbidíticas. No caso do escape ser vertical e localizado, com velocidade suficiente, é
possível a formação de estruturas como diques clásticos, estruturas em prato (dish) e
laminações convolutas.
De acordo com Strachan & Alsop (2006), as falhas e dobras preservadas em
depósitos de slumps, são as únicas estruturas sedimentares capazes de refletir a direção
do paleotalude (paleoslope), possibilitando a dedução da direção e sentido do
movimento de massa. Os elementos estruturais utilizados pelos autores envolvem: os
planos de falhas, os eixos de dobras, o plano axial, o ângulo entre os flancos e as marcas
de cargas.
40
4.2.1. Influência dos Abalos Sísmicos nos Sedimentos
Inconsolidados
De acordo com Fávera (2001), o efeito desses abalos sísmicos é mais acentuado
em taludes, mesmo os de baixa declividade, onde um abalo de certa magnitude pode
provocar escorregamentos e disparar fluxos de detritos e corrente de turbidez.
Estruturas deformacionais formadas devido à fluidização provocada pela ação
dos abalos sísmicos em sedimentos inconsolidados podem ser verificadas em turbiditos,
caso a formação destes depósitos tenha sofrido a influência destes eventos.
As estruturas características são: diques clásticos, estruturas de carga,
laminações convolutas; além de dobras, falhas reversas e normais e estrias de
deslizamento (Bowman et. al., 2004).
Segundo Ortner (2007), os eixos das dobras originadas por fluxos gravitacionais,
geralmente é paralelo a direção (strike) do talude, ou paralelo ao fluxo, enquanto os
eixos das dobras tectônicas posicionam-se ortogonais ao transporte tectônico, além
disso, nos depósitos originados por estes fluxos, o encurtamento é comumente associado
com a deformação extensional, diferente dos dobramentos originados por esforços
tectônicos.
Os depósitos sedimentares formados a partir destes eventos, como dito
anteriormente, são controlados pela tectônica, recebendo o nome de sismitos; onde as
estruturas presentes refletem a influência do campo de tensão regional gerador da bacia
ou o campo de tensão local (Amorim, 2008). De acordo com Bowman et. al. (2004),
estas estruturas respondem cinematicamente às tensões que atuaram no momento da
deposição dos pacotes sedimentares, ou ainda, quando os sedimentos encontravam-se
inconsolidados.
41
CAPÍTULO 4 – GEOLOGIA LOCAL
A geologia da Ilha de Itaparica está inserida no Grupo Ilhas (Barbosa &
Dominguez, 1996; Magnavita et. al., 2005) (Figura 4.1). A área de estudo, localizada
entre os povoados de Bom Despacho e Amoreiras (NE da ilha), é composta pela
Formação Maracangalha que se encontra, estratigraficamente, sob contato discordante,
acima dos sedimentos da Formação Candeias, passando gradativamente, no topo, para
as Formações Marfim e Pojuca, através de contatos interdigitados ou concordantes
(Almeida, 2004).
Figura 4.1: Mapa geológico do compartimento sul da Bacia do Recôncavo, observar a totalidade
da Ilha de Itaparica inserida no Grupo Ilhas. Perfil litológico composto ilustrativo da sucessão
estratigráfica completa da Bacia do Recôncavo, com destaque para a Fm. Maracangalha.
Magnavita et. al. (2005).
42
A Formação Maracangalha, na área de estudo, é predominantemente representada
por folhelhos acinzentados e pelas intercalações de arenitos do Membro Caruaçu que
contém os melhores reservatórios da formação (Guerra & Borgui, 2003). Segundo
Milhomen et. al. (2003), a Formação Maracangalha traduz a manutenção de batimetrias
relativamente elevadas, durante a fase rift, demonstrada pelo grande volume dos
depósitos vinculados a fluxos gravitacionais que caracterizam os Membros Caruaçu e
Pitanga. Os arenitos do Membro Caruaçu apresentam um padrão de resistividade
serrilhado “nervoso” (Almeida, 2004), tendo sido interpretado como fluxo-turbiditos do
Maracangalha originados sob ação de processos gravitacionais subaquosos (Netto &
Oliveira, 1984).
As litofácies da Formação Maracangalha permitem associar estes corpos ao
contexto lacustre que prevalecia na fase rift da Bacia do Recôncavo; após o progressivo
assoreamento do depocentro da bacia devido a atenuação da atividade tectônica e o
incremento no aporte sedimentar com a deposição da Formação Candeias (Silva et. al.,
2007). Segundo estes autores, estas litofácies são indicativas de processos de
ressedimentação de frentes deltáicas, constituindo o equivalente distal dos sistemas
deltáicos.
Um modelo de lobos turbidíticos depositados no sopé de taludes deltáicos foi
proposto por Zalan et. al. (1981), eles consideraram que estes lobos seriam provenientes
do norte e progradaram para dentro da bacia, sendo as principais fontes dos arenitos da
área de estudo. Segundo estes autores, a ação de abalos sísmicos na frente deltáica teria
carregado os sedimentos para regiões mais profundas da bacia, através de correntes de
turbidez.
Os Membros Caruaçu e Pitanga foram agrupados por (Caixeta, 1988 apud
Guerra & Borghi, 2003) em cinco “Unidades Faciológicas” (associações de fácies).
Estas associações de fácies representam, em termos paleoambientais, que os sub-
ambientes teriam sido depositados desde frentes deltáicas in situ, passando por frentes
deltáicas remobilizadas por deslizamentos (slides) e escorregamentos (slumps), além de
turbiditos canalizados, e em lobos e por fim; depósitos de fluxos-de-detritos.
Para Guerra & Borghi (2003), a Formação Maracangalha foi depositada em um
contexto paleoambiental envolvendo deltas lacustres dominados por inundações fluviais
que evoluem de uma morfologia em rampa para plataforma e talude, onde o Membro
Caruaçu teria sido formado por fluxos turbidíticos.
43
Valadão (1991) admite o modelo de Rampa Submarina (Heller & Dickinson,
1985) como o que melhor traduz as condições paleoambientais de deposição dos
turbiditos da Ilha de Itaparica (rampa distal), sendo as correntes alimentadas por
sistemas deltáicos, com forte controle dos depocentros, confinando corpos mais
espessos na direção NE-SW. Este autor sugere a atuação de correntes de alta e baixa
densidade ativas durante a deposição destes pacotes sedimentares.
Tendo em vista a importância dos estudos estruturais e litofaciológicos para
determinação do tipo e direção do fluxo gravitacional responsável pela deposição dos
corpos arenosos da área de estudo, neste capítulo serão abordados estes aspectos.
4.1. Caracterização Faciológica dos Depósitos Sedimentares
A Formação Maracangalha, nos afloramentos estudados é composta,
basicamente, por folhelhos acinzentados e escuros, com intercalações de arenitos
(Figura 4.2) e siltitos. Estes folhelhos apresentam-se bem laminados, com mergulho
geral variando entre SW a NE.
Os corpos de arenitos ocorrem, predominantemente, compostos por areia de
granulometria fina a média, maciços ou com pouca estruturação primária preservada.
De uma maneira geral, os arenitos são compostos por grãos bem selecionados,
variando de sub-arredondados a sub-angulosos de coloração amarela a beje, podendo ser
encontrados níveis de arenito de coloração acinzentada; estes corpos arenosos
apresentam-se em formas tabulares e lenticulares, com espessuras centimétricas a
métricas e continuidade lateral que podem alcançar alguns metros.
Ocorre amalgamento das camadas de arenitos, devido a uma perda de energia, que
pode ser visto com o aumento descontínuo da espessura destas camadas, por vezes.
Estes arenitos apresentam-se, em geral, com aspecto maciço; entretanto em
porções pontuais pode-se observar ainda preservado, estruturas, como: estratificação
plano-paralela (fácies Tb), estratificação cruzada de pequeno porte (fácies Tc) e outras
fácies da Sequência Bouma (Figura 4.3).
44
Figura 4.2: Folhelhos intercalados com arenitos.
Fotografia em perfil.
Figura 4.3: Estratificação plano-paralela,
estratificação cruzada de pequeno porte,
representando fácies da Sequência Bouma em
arenitos. Fotografia em perfil.
Eventualmente pode-se encontrar concentrações de sulfetos, marcadas por
manchas de alteração (Figura 4.4) e lentes de gipsita de coloração variando entre o
branco e rosa claro (Figura 4.5). A presença de matéria orgânica fossilizada também foi
vista imersa tanto em arenito (Figura 4.6) quanto na massa de folhelho; além de
fragmentos de carvão (Figura 4.7).
Figura 4.4: Camadas de folhelhos com marcas
de concentração de sulfetos, reveladas por
manchas de alteração de coloração
avermelhadas e amarela-esbranquiçada; com
formação de halita (precipitação recente).
Fotografia em perfil.
Figura 4.5: Lente de gipsita entre folhelhos.
Fotografia em planta.
45
Figura 4.6: Fóssil imerso em arenito. Fotografia
em planta.
Figura 4.7: Fragmentos de carvão em
folhelhos. Fotografia em perfil.
4.2. Caracterização das Estruturas Deformacionais Relacionadas aos
Fluxos Gravitacionais
A presença de estruturas deformacionais, na área de estudo, é bastante acentuada,
tendo em vista que a quase totalidade dos afloramentos visitados encontram-se
deformados e ricos em estruturas secundárias.
Foram encontradas estruturas como: dobras intrafoliais intraestratais, dobras
cilíndricas, em bainha (sheath folds), as cúspides, diques clásticos, além de duplex
contracionais e falhas reversas originadas por dobras.
Algumas destas estruturas serão utilizadas neste trabalho como forma de deduzir o
sentido do movimento de massa. A separação das estruturas em quatro famílias (como
se pode ver a seguir) se baseou no método de Rossetti (1999).
4.2.1. Estrutura Primária
O acamamento primário (S0), pode ser visto devido à intercalação de arenitos e
folhelhos, em todas as seções. Esta estrutura está associada ou aos fluxos gravitacionais
ou à progradação deltáica, apresentam uma variação de mergulho entre SW a NE
(Figura 4.8), em valores variados, indicando que foram basculadas após a sua
deposição.
46
Figura 4.8: Vista geral da área de estudo, mostrando o basculamento no acamadamento S0, que
mergulha tanto para SW quanto para NE.
4.2.2. Estruturas no Estado Plástico
Este grupo abrange as estruturas geradas no estado plástico, que ainda não
sofreram influência do processo de fluidização. São estruturas sin-deposicionais.
As estruturas que fazem parte desse grupo são: dobras intrafoliais, as dobras
cilíndricas, em bainha e cúspides.
As dobras cilíndricas (Figura 4.9) que possuem o eixo ortogonal ao sentido do
movimento de massa, na área de estudo apresentam-se com extensão desde centimétrica
até métrica, indicam sentido de movimento aparente para SSE.
As dobras intraformacionais, de dimensões variadas, são restritas aos níveis de
cisalhamento encontrando-se, geralmente, truncada e sem raiz; na área de estudo elas
são centimétricas com sentido de movimento aparente para SW, são pouco freqüentes.
As dobras em bainha, com eixo posicionado paralelamente ao sentido do fluxo
(Figura 4.10), em domínios de extrema deformação; na área de estudo são freqüentes,
indicando movimento aparente para SE ou NW.
As dobras em cúspides apresentam flancos suavemente em forma de arco e zonas
de charneiras pequenas e agudas. Estas feições indicam o sentido do movimento para
SW, possuindo formato alongado no sentido do fluxo.
47
Figura 4.9: Dobra cilíndrica em sedimentos arenosos, indicando movimento para SSE,
contrário ao eixo da dobra. Fotografia em planta.
Figura 4.10: Dobra em bainha, com eixo posicionado paralelamente ao sentido do fluxo,
indicando movimento aparente para SE ou NW.
Foi possível observar transições de dobras cilíndricas para dobras em bainha
(Figura 4.11), indicando uma evolução no tipo de fluxo gravitacional na área de estudo.
Figura 4.11: Dobra cilíndrica evoluindo para dobra em bainha, cujo eixo está posicionado
paralelamente ao sentido do fluxo, indicando movimento aparente para SW.
48
Todas essas estruturas são indicativas do sentido local do movimento de massa,
tendo em vista a conservação das estruturas deformacionais, resultante dos processos
atuantes sobre os sedimentos ainda em estado plástico.
4.2.3. Estruturas de Injeção
Estas estruturas estão relacionadas aos processos de liquefação tendo atuado
durante a litificação dos sedimentos; a presença de fluidos no pacote sedimentar o torna
bastante instável em relação às deformações, estes sedimentos então intrudem os corpos
sobrejacentes sob a forma de injeções. São estruturas sin-deposicionais.
As estruturas encontradas neste grupo são os diques clásticos, resultantes do
equilíbrio entre os pacotes arenosos e os folhelhos, que possuem densidades diferentes,
ocasionando na intrusão sedimentar de material arenoso, na forma de diques, que
possuem em média espessuras em torno de dez centímetros e mergulho predominante
para SE, se apresentando na forma de enxames em pontos locais (Figura 4.12). Cortam
o acamadamento primário e são cortadas pelas estruturas de cisalhamento e falhas pós-
sedimentares.
No geral, estes diques encontram-se basculados ou com deformações mais
intensas como dobramentos por compactação (Figura 4.13) e fragmentação,
apresentando deste modo formato irregular/achatado.
Figura 4.12: Enxame de diques clásticos interrompidos em arenito acinzentado. Fotografia em
perfil.
49
Figura 4.13: Dique clástico dobrado, com grau de compactação de aproximadamente 20%.
Fotografia em perfil.
4.2.4. Estruturas no Estado Sólido
São estruturas tardi-deposicionais; cuja geração sofre a influência das
deformações ocorridas quando o material sedimentar estava quase ou totalmente
litificado, e a quantidade de fluidos nos sedimentos era bem mais reduzida.
Os duplex contracionais e as falhas reversas são as estruturas que aparecem neste
grupo e que indicam um sentido aparente dos fluxos de massa, podendo ser também
utilizadas para análise do campo de tensão atuantes na bacia durante a sua deposição
dos sedimentos oriundos deste fluxo. Zonas de cisalhamento intraestratais deram origem
a duplex contracionais que apresentam-se imbricados, sugerindo uma cinemática dextral
(Figura 4.14).
Figura 4.14: Duplex contracional formado em zona de cisalhamento intraestratal. Fotografia em
planta.
50
As falhas originadas por dobras em leque (Figura 4.15) utilizadas neste estudo
foram formadas antes da completa litificação dos sedimentos, sendo sin-deposicionais.
Estas falhas teriam sido formadas na parte distal do fluxo gravitacional, nas zonas onde
ocorrem esforços compressivos. Demonstrando uma evolução das estruturas no estado
plástico para as estruturas no estado sólido.
Estas dobras apresentam dois flancos invertidos com mergulhos convergentes.
Indicam sentido do movimento para SSE.
Figura 4.15: Falhas reversas originadas por dobras em leques em folhelhos da Formação
Maracangalha, indicando sentido de movimentação de massa para sul. Fotografia em perfil.
51
CAPÍTULO 5 – APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS
Neste capítulo serão apresentados os resultados obtidos com o tratamento das
estruturas identificadas em campo. Este tratamento foi realizado com o auxílio do
StereoNet® (Duyster 2000, versão 2.46), onde foram criados diagramas de roseta e de
isodensidade polar (hemisfério inferior) que serviram para quantificar, qualificar e
analisar os principais padrões de atitudes de estruturas que foram coletadas nas três
estações. Para a análise dos campos de tensão, para falhas originadas por dobras e
duplex contracional em zona de cisalhamento, foi utilizado o FaultKin.
O levantamento estrutural e litofaciológico realizado se deu em três sub-áreas,
onde se encontravam os melhores afloramentos, dispostos tanto em planta como em
perfil. A individualização em sub-áreas foi feita para facilitar a organização dos dados
coletados, o critério utilizado para separação destas sub-áreas se baseou na intensidade
de deformação de cada uma e na preservação das estruturas internas, conforme será
explicado neste capítulo. Estas sub-áreas, como comentado anteriormente, estão
localizadas na borda nordeste da Ilha de Itaparica (Figura 5.1).
Figura 5.1: Localização das sub-áreas ao longo de aproximadamente 3 km de comprimento da
borda nordeste da Ilha de Itaparica, entre os povoados de Bom Despacho e Amoreiras. Imagem
modificada do Google Earth, 2010.
52
Os depósitos pouco deformados, compreendem a sub-área 2, que encontra-se
com alto grau de estruturação interna. Apresentam ainda preservados estruturas
sedimentares primárias, como: fácies da sequência Bouma com estratificação paralela e
cruzada; entretanto predominam corpos arenosos com textura maciça. Estes pacotes
arenosos geralmente são contínuos com espessuras maiores, variando de 45 cm até 1 m.
Os depósitos altamente deformados, compreendem as sub-áreas 1 e 3, que
encontram-se com estruturação interna não preservadas. Alguns pacotes arenosos
apresentam preservadas fácies da sequencia Bouma, com estratificação paralela e
cruzada; entretanto, estruturas deformacionais são predominantes nas sub-áreas. A
maior parte das estruturas utilizadas neste estudo foram encontradas nesta sub-áreas,
sendo vistas estruturas tanto do estado plástico quanto do sólido, passando por
estruturas de injeção, na forma de diques clásticos.
5.1. Análise dos Diagramas
Foram confeccionados diagramas de isodensidade polar, strike e dip-direction
para as estruturas planares e lineares. Seguindo, também, o método de Rossetti (1999),
com a separação de quatro famílias de estruturas.
5.1.1. Estruturas Primárias
Dentro da família das estruturas primárias, está o acamadamento primário (S0).
5.1.1.1. Acamamento (S0)
Esta estrutura pode ser observada nas três sub-áreas, tendo sido adquiridas um
total de 101 medidas. As direções de mergulho mais marcantes do acamadamento
primário (S0) posicionam-se entre N210° - N220° (SW), apresentando mergulhos
subordinados que variam entre NE e SE.
Este basculamento pode indicar que todas as outras estruturas também encontram-
se com inversão das vergências, entretanto, os mergulhos máximos encontrados são
menores de 30°.
53
Figura 5.2: Área total (101 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-direction
das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S0.
Diagramas de Acamadamento (S0) por sub-áreas:
Na sub-área 1, a superfície de acamadamento (S0) encontra-se com mergulho
predominando para SW, porém esta superfície é bastante irregular, o que ocasiona um
basculamento da estrutura, sendo possível observar mergulhos para estas estruturas
desde NE, passando por SE.
Figura 5.3: Sub-área 1 ( 43 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-direction
das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S0.
As estruturas na forma de superfície de acamadamento (S0) encontradas na sub-
área 2, possuem uma direção principal entre N120°-N130°, com mergulho para NE,
podendo ser observados mergulhos subordinados para SSE e SW.
54
Figura 5.4: Sub-área 2 (46 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-direction
das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S0.
As medidas coletadas para a superfície de acamadamento (S0) na sub-área 3
possuem direção preferencial entre N120°-N130°, com mergulhos predominantes para
NE, porém apresentam também mergulhos para SW.
Figura 5.5: Sub-área 3 (22 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-direction
das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S0.
5.1.2. Estruturas no Estado Plástico
As estruturas encontradas no estado plástico foram os planos axiais e os eixos de
dobras (Lβ). Estas estruturas foram utilizadas na análise dos sentidos do fluxo
gravitacional de massa.
55
5.1.2.1. Plano Axial de Dobras
Foram coletadas 77 medidas para planos axiais de dobras, nas três sub-áreas. A
densidade máxima encontra-se em 200/72°. O mergulho predominante para estas
estruturas aponta para N30° - N40°, perpendicular ao sentido aparente de movimento do
fluxo gravitacional, que aponta para SW; com mergulhos subordinados para SW.
As deformações ocorrem paralelas ao strike do acamadamento primário (S0),
quando os sedimentos encontravam-se num estado mais plástico.
O diagrama de strike mostra um grupo de planos axiais mais constantes, com
direção N120° - N130°, e dois outros grupos secundários, N0° - N10° e N60° - N70°,
representando planos axiais deformados pelo fluxo gravitacional.
Figura 5.6: Área total (77 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das
estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras.
Diagramas de Plano Axial de Dobra (PA) por sub-áreas:
Os planos axiais de dobras, na sub-área 1, possuem direção preferencial para
N30°-N40°, onde o máximo encontrado através do diagrama de isodensidade é 210/66°.
Estes planos axiais mergulham no sentido oposto ao movimento do fluxo gravitacional,
desta forma estes planos, na sub-área 1, indicam um sentido aparente de movimentação
para SW, predominantemente. É possível observar alguns mergulhos variando entre
ESE e SW.
56
Figura 5.7: Sub-área 1 (38 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das
estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras.
Os planos axiais, na sub-área 2, apresentam orientação preferencial para N90°-
N100°, indicando sentido aparente para WSW; e ainda, certa variação radial (WNW –
ENE) indicam sentidos de fluxos para SW.
Figura 5.8: Sub-área 2 (12 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das
estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras.
Planos axiais, na sub-área 3, apresentam mergulho predominante para N30°-
N40°, indicando sentido de fluxo para SW.
57
Figura 5.9: Sub-área 3 (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das
estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras.
5.1.2.2. Eixos de Dobras (Lβ)
Foram coletadas 77 medidas para eixo de dobras, nas três sub-áreas. A densidade
máxima encontra-se na orientação 11/24°, estas estruturas indicam sentido de
movimento do fluxo gravitacional para SW.
A direção principal dos eixos das dobras aponta para o intervalo N190° - N200°,
paralelo ao sentido do movimento de massa; ocorre, subordinadamente, eixos na direção
N10° - N20°. É notável o alinhamento dos eixos em guirlanda orientada das direções
N10° - N20° e N190° - N200°.
Figura 5.10: Área total (77 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das
estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ).
Diagramas de Eixo de Dobras (Lβ) por sub-áreas:
58
Na sub-área 1, os eixos de dobras indicam um sentido aparente de movimentação
para SW, com ponto máximo localizado na orientação 11/24° e caimento principal para
o intervalo N10° - N20°.
Figura 5.11: Sub-área 1 (38 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das
estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ).
Na sub-área 2, as estruturas lineares correspondentes aos eixos de dobras (Lß)
estão posicionadas em ponto máximo na orientação 189/06°; nesta sub-área foram
encontradas dobras cilíndricas e cônica, em menor quantidade. A direção principal de
caimento dos eixos de dobras aponta para o intervalo N10° - N20°, entretanto apresenta
uma direção secundária para o intervalo N80° - N90°.
Figura 5.12: Sub-área 2 (12 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das
estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ).
59
As estruturas dúcteis presentes na sub-área 3, na forma de eixo de dobra (Lß)
possuem um ponto máximo localizado na orientação 14/12°, neste local ocorre o
predomínio de dobras cônicas. Com direção principal dos eixos para o intervalo N190° -
N200°.
Figura 5.13: Sub-área 3 (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das
estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ).
5.1.3. Estruturas de Injeção
As estruturas de injeção encontradas na área de estudo foram os diques clásticos.
Esta estrutura reflete a atuação de esforços extensivos durante os estágios iniciais de
compactação dos sedimentos.
5.1.3.1. Diques Clásticos
Os diques clásticos apresentam três direções preferenciais nos três intervalos:
N10° - N20°, N40° - N50°, N120° - N130°, com mergulho preferencial para SE, e
mergulhos subordinados para NE e SW.
60
Figura 5.14: Área total (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-direction
das estruturas planares correspondentes aos Diques Clásticos.
5.1.4. Estruturas no Estado Sólido
As estruturas no estado sólido encontradas na área de estudo foram utilizadas
para análise dos campos de tensão atuantes na bacia, durante a deposição dos
sedimentos originados pelos fluxos gravitacionais. Para esta análise, foram utilizados os
duplex contracionais originados a partir de zonas de cisalhamento e as falhas reversas
originadas por dobras em leque, ambas as estruturas são pouco freqüentes na área de
estudo.
Foi utilizado o FaultKin, no qual, para falhas originadas por dobras, os eixos das
dobras serviram com indicadores cinemáticos e as falhas como superfície de
deslocamento; e para o duplex contracional em zona de cisalhamento, os duplex foram
usados como indicadores.
A análise dos campos de tensão possibilitou encontrar um σ1 (N210°/19°), um
σ2 (N315°/46°), de baixo ângulo e um σ3 (N92°/70°) (Figura 5.15). O σ1 apresentando
uma tendência horizontalizada e σ3 verticalizada. Indicando um comportamento
compressivo para SSW, relacionado ao sentido do movimento de massa.
61
Figura 5.15: Diagramas das estruturas indicativas da atuação dos tensores (σ1, σ2, σ3) na área de
estudo. Maiores detalhes ver no texto.
62
CAPÍTULO 6 – SÍNTESE DOS RESULTADOS
O total de medidas para a superfície de acamadamento (S0) foi 101 planos,
apresentam direção preferencial dentro do intervalo N120°-N130° mergulhando
preferencialmente para SW, e outras com mergulhos tanto para NE como SE. Este
basculamento pode ser explicado pela presença de sistemas de falhas e/ou diápiros de
argila posteriores.
O diagrama de isodensidade polar para o pólo dos planos axiais das dobras
estudadas mostra uma distribuição da vários grandes círculos típicos de quando ocorre a
presença de dobras cilíndricas e cônicas, indicando a maior presença de dobras cônicas
(máxima densidade próxima a borda); foram coletadas 77 medidas, com direção
preferencial para N120° - N130° e mergulho para NE.
O total de medidas obtidas para os eixos de dobras somou 77 medidas com eixo
tendendo a se paralelizar ao sentido aparente do movimento de massa, a direção
preferencial posiciona-se entre N190°-N200°, o que sugere um fluxo com sentido
predominante para SSW. Esta evolução, das dobras cilíndricas para dobras cônicas, é
típica da zona contracional localizada na porção mais distal do fluxo tipo slump.
Foi confeccionado um mapa com as estruturas deformacionais (área total),
planos axiais e eixos de dobras, indicativas dos sentidos do fluxo gravitacional,
juntamente com o acamadamento (S0) (Figura 6.1).
Estruturas tardi-deformacionais (duplex contracionais originados a partir de
zonas de cisalhamento e as falhas reversas originadas por dobras em leque) indicam
uma evolução das estruturas no estado plástico para estruturas no estado sólido.
Os diques clásticos são evidências de deformações no estado plástico, onde os
sedimentos estavam nos estágios diagenéticos precoces, são estruturas que reforçam as
interpretações dos campos de tensões relacionados ao fluxo gravitacional. Estes diques
clásticos apresentam direções preferenciais nos intervalos: N10° - N20°, N40° - N50°,
N120° - N130°, sugerindo a influência de falhas de transferência na geração destas
estruturas, já que estas são consideradas como falhas de alívio.
Para auxílio na visualização da atuação dos campos de tensão, na área de estudo,
foi confeccionado um mapa com os tensores principais (σ1, σ2, σ3) e os diques clásticos
(Figura 6.2).
63
Figura 6.1: Mapa com os principais elementos estruturais indicativos do sentido de fluxo
gravitacional (planos axiais e eixos de dobras) e acamadamento (S0). As áreas amareladas são as
três sub-estações onde houve a coleta dos dados.
Figura 6.2: Mapa indicando o sentido do vetor compressivo (σ1), relacionado ao movimento de
massa e diques clásticos. As áreas amareladas são as três sub-estações onde houve a coleta dos
dados.
64
Conforme pode ser observado no diagrama de atuação dos tensores (σ1, σ2,
σ3), durante as deposição dos sedimentos do fluxo, os processos compressivos atuantes
na Ilha de Itaparica apresenta comportamento para SSW, relacionado ao sentido do
movimento de massa.
A análise dos campos de tensão atuantes durante a deposição dos fluxos
gravitacionais encontrada indica que estes foram canalizadas por estruturas N30°, assim
como a colocação de uma família de diques clásticos (N30° - N40°) encontrados na área
de estudo.
65
CAPÍTULO 7 – CONCLUSÕES
O contexto deposicional da Formação Maracangalha envolve fluxos
sedimentares gravitacionais subaquosos próximo a zonas deltáicas em ambiente
lacustre. A existência de folhelhos negros (ricos em material orgânico) e sulfetos
corrobora com a idéia de um ambiente deposicional profundo redutor. Entretanto, a
ocorrência de lentes de gipsita (sulfato de cálcio) remete a existência de um ambinete
mais raso, refletindo variações eustáticas do nível de base.
Este fato também pode ser explicado pela ocorrência de ciclos na profundidade o
lago, que podem ter acontecido devido à frequentes remobilizações das frentes deltáicas.
Os fragmentos de carvão encontrados nos folhelhos escuros podem indicar um
ambiente deposicional mais raso que foi posteriormente soterrado, onde houve uma
carbonização da matéria orgânica pretérita; entretanto, a existência destes fragmentos
em arenitos também remete ao fato deles terem sido trazidos da planície deltáica.
As estruturas identificadas puderam ser individualizadas de acordo com os
processos de formação e evolução em três principais grupos, sendo; i) estruturas
associadas ao estado plástico, ii) estruturas de injeção, envolvendo processos de
liquefação e fluidização, ambas as estruturas são formadas no momento ou logo após e
deposição das camadas e são evidências da presença de água em mistura com os
sedimentos, o que origina uma deformação plástica, dependendo do estado de litificação
do sedimento e por fim; iii) estruturas no estado sólido; associadas com a deformação
após a sedimentação das camadas.
Foram reconhecidos dois pacotes sedimentares distintos, apresentando feições
sedimentares, e deformacionais diferenciadas, sendo eles os depósitos pouco
deformados, caracterizado como uma zona onde os pacotes sedimentares estavam mais
litificados e com pouco fluido, e os depósitos altamente deformados que apresentavam
um caráter mais dúctil-viscoso, com presença significativa de fluidos.
As estruturas identificadas estão associadas com a evolução do fluxo do tipo
slump; notando-se estruturas do tipo duplex contracional, falhas reversas e dobras
cilíndricas evoluindo para dobras em bainha, de acordo com o grau de litificação de
cada material, que caracterizam deformação na porção distal do fluxo de massa.
A alternância nos tipos de fluxo, entre turbidíticos e do tipo slump, está
associada a constante remobilização das frentes deltáicas, que podem ter sido originados
66
por efeitos sísmicos devido a reativação das falhas da borda da bacia, que ocorreu com
certa intensidade no sin-rift.
Os sentidos de movimentação dos fluxos gravitacionais, que originaram os
depósitos sedimentares na área de estudo, tiveram, predominantemente, direções para
SSW, com pequenas variações para sul e sudeste.
A análise dos campos de tensão atuantes durante a deposição dos fluxos
gravitacionais encontrada indica que o fluxo gravitacional compressivo se deu na
direção SSW.
Desta forma, todos os métodos utilizados mostraram um fluxo gravitacional
para SSW.
Este estudo buscou colaborar, também, com o conhecimento sobre os mecanismos
de formação de armadilhas do sistema petrolífero da Bacia do Recôncavo. Tendo em
vista que a Formação Maracangalha abriga os principais reservatórios de gás da bacia,
que é caracterizada por ser uma das maiores produtoras deste tipo de hidrocarboneto no
Brasil.
REFERÊNCIAS
67
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Formação Maracangalha no afloramento de Bom Despacho, na Bacia do
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Serrat, Afloramento da Bacia do Recôncavo, Bahia. Trabalho Final de Graduação
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