monografia lucas - texto final - teste

8/17/2019 Monografia Lucas - Texto Final - Teste

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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIAINSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GEOLOGIA

LUCAS NERY RAMOS

ESTUDO DOS PADRÕES DE ORIENTAÇÃO DE ESTRUTURAS

DEFORMACIONAIS RÚPTEIS E DE CAMPOS DE TENSÃO EMAFLORAMENTOS DA FORMAÇÃO MARACANGALHA

(EOCRETÁCEO) EM BOM DESPACHO, NNE DA ILHA DEITAPARICA, BAHIA, BRASIL

Salvador2011


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LUCAS NERY RAMOS

ESTUDO DOS PADRÕES DE ORIENTAÇÃO DEESTRUTURAS DEFORMACIONAIS RÚPTEIS E DECAMPOS DE TENSÃO EM AFLORAMENTOS DA

FORMAÇÃO MARACANGALHA (EOCRETÁCEO) EMBOM DESPACHO, NNE DA ILHA DE ITAPARICA, BAHIA,

BRASIL

Monografia apresentada ao Curso de Geologia,Instituto de Geociências, Universidade Federal daBahia, como requisito parcial para obtenção do graude Bacharel em Geologia.

Orientador: Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes

Salvador2011


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TERMO DE APROVAÇÃO

LUCAS NERY RAMOS

ESTUDO DOS PADRÕES DE ORIENTAÇÃO DEESTRUTURAS DEFORMACIONAIS RÚPTEIS E DECAMPOS DE TENSÃO EM AFLORAMENTOS DA

FORMAÇÃO MARACANGALHA (EOCRETÁCEO) EM BOMDESPACHO, NNE DA ILHA DE ITAPARICA, BAHIA,

BRASIL

Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharelem Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:

Prof. Dr. LUIZ CÉSAR CORRÊA-GOMES – OrientadorDoutor em Geociências pela Universidade Federal de Campinas (UNICAMP)Universidade Federal da Bahia – UFBA

Prof. Dr. MICHAEL HOLZDoutor em Geologia Sedimentar pela Universidade Federal do Rio Grande do Sul

(UFRGS)Universidade Federal da Bahia – UFBA

Prof. Msc. ROBERTO ROSA DA SILVAMestre em Geologia pela Universidade Federal de Ouro Preto (UFOP)PETROBRAS

Universidade Federal da Bahia – UFBA


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Dedicado a,Bruna, Aila, Mara, Lygia e Joaquim.


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AGRADECIMENTOS

Gostaria de agradecer a toda a minha família pelo apoio, incentivo e

compreensão durante estes anos. Em especial gostaria de agradecer a minha

mãe Maria de Fátima Borges Nery pela presença, educação, carinho, e

confiança depositados em mim e em minha carreira. Este sucesso é nosso. A

Joaquim Silva Neto pelo suporte dado a minha mãe e a mim. Aos meus avós

Joaquim Nery de Souza e Lygia Maria Borges Nery, exemplo de união e

referencia em polidez e educação. Sem vocês nada disso seria possível (vocês

sabem disso!). A minha companheira, amiga, esposa e amante Aila Raquel

Cruz Ribeiro eu agradeço por tudo, tudo mesmo! Te amo! E, a minha luz,

Bruna Ribeiro Nery pela vida que ela mostrou ser mágica em cada segundo.

Sou mais você filhota.

Expresso também os meus sinceros agradecimentos a:

Meu orientador, Prof. Dr. Luis César Corrêa-Gomes, pelos ensinamentos

estruturais e estruturantes, pelo conhecimento compartilhado, e pelo depósito

de confiança. Muito obrigado professor.

Aos professores que me deram base para continuar, matéria apósmatéria, neste curso, alimentando com conhecimento as máquinas de pensar

humanas. Em especial aos professores(as) Osmário (Introdutória), Paulo

Avanzo (Introdutória, Estratigrafia e Ambiental), Lamarck (in memorian)

(Topografia e Desenho Geológico), Olívia (Geomorfologia), Félix

(Sedimentologia), Geraldão (Sedimentologia), Castro (CERB) (Hidrogeologia),

Reginaldo (CPRM) (Estrutural), Idney (Geofísica), Haroldo Sá (Campo 1,

Prospecção), Aroldo Misi (Econômica e Prospecção), Telésforo (Prospecção),

Ângela (Metamórfica), Marcão (Campo 2 e 3), Flávio Sampaio (Campo 2 e 3),

Simone (Campo 4) e Johildo (Bahia e Brasil, Ignea e Campo 4). Vocês são

heróis nacionais.

Aos funcionários do IGEO por todo apoio e logística para as aulas e

viagens de campo, em especial a Mércia, Boçal, André, Deraldo, Alberto, Chico

e Carminha. Continuem firmes e fortes, os futuros geólogos precisam de vocês.


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A todos os amigos e colegas que juntamente comigo tiveram o prazer de

experimentar o conhecimento deste fantástico curso: Geologia. Fumaça,

Libório, Thiago Morro, Carioca, Caribes, Truculento, Decrepto, Bosco, Bagana,

Danilo, Fernandinha, Dudivis, Mileno, Davdson, Ganja, Bento, Tranquilo,

Ximenes, Nelize, Zé Gotinha, Mike Summer, Cabeça, Jana, Smeagol,

Duvidoso, Zé, Paulinha, Metafórmica, Caçador, Guiga, Dilon, Cavalinho, Mari

Cayres, e a todos os outros com que convivi.


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RESUMO

O estudo dos aspectos estruturais em bacias sedimentares do tipo rifte é

de extrema importância, pois nestas bacias podem estar registradas

informações importantes a respeito de um período singular no seudesenvolvimento: a sua fase inicial de abertura.

Na Bacia do Recôncavo a Formação Maracangalha representa uma

parte do pacote sedimentar depositado durante a fase rifte desta bacia

portanto, é de se esperar que nela estejam registrados indícios da fase de

abertura ocorrida durante o período Eocretáceo (140 Ma). Na ilha de Itaparica,

vastos afloramentos da Formação Maracangalha e seu Membro Caruaçu estão

presentes ao longo das praias que ligam Bom Despacho até a vila de Amoreira.Estes depósitos estão relacionados a fluxos turbidíticos e hiperpicnitos que

adentraram a um lago em período de tectonismo ativo. Estes turbiditos tem a

sua gênese relacionada a colapsamentos de frentes deltaicas devido a

aumento de influxo sedimentar que evoluem para slumps e slides alcançando

as partes mais profundas com fluxos turbulentos.

O objetivo desta monografia é de relacionar estruturas rúpteis e de

injeção para determinar a interação destas com os campos de tensão

geradores das mesmas. Explorando os afloramentos a norte de Bom Despacho

em busca de estruturas deformacionais rúpteis e estruturas de injeção

poderemos, com a densificação dos dados, mapear o arcabouço estrutural na

ilha de Itaparica e compará-lo ao arcabouço da Bacia do Recôncavo. Para

melhorar o entendimento da área a mesma foi dividida em 4 sub-áreas de

acordo com intervalos de afloramento e estruturas deformacionais sendo as

estruturas agrupadas em (i) estruturas no estado plástico, representadas pelassuperfícies deposicionais primárias (S0); (ii) estruturas de injeção,

representadas pelos diques clásticos e (iii) estruturas no estado sólido,

representada pelas falhas e fraturas.

Concluimos mostrando que as estruturas rúpteis obedecem ao

arcabouço geral do Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá com principais grupos de

falhas posicionados N-S, N030° e N130° representando as falhas de borda e

de transferência do rifte. Que as falhas normais, analisadas separadamente


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revelam dois eventos de abertura, o primeiro E-O e o segundo NW-SE

corroborando o modelo proposto por Magnavita et al., (2005) de rifteamento

duplo para a Bacia do Recôncavo. Que a análise de paleotensores evidencia a

condição cinemática dip-slip característica para bacias do tipo rifte, com

rotação do σ1 de E-O para NW-SE. E finalmente que as demais estruturas

como falhas reversas, transcorrentes e estruturas de injeção se relacionam

geometricamente com a segunda fase de abertura (NW-SE) nesta porção da

Bacia e aos fluxos gravitacionais para SSW.

Palavras-chave: Bacias do tipo Rifte; Análise Estrutural; Campos de

Tensão.


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ABSTRACT

The study of the structural style of rift sedimentary basins can show

important information about the early stages of rifting recorded by the brittle

structures.

The Maracangalha Formation at the Recôncavo Basin represents a part

of the sedimentary record during the rift phase at Eocretáceo (140

Ma). Itaparica’s island has extensive outcrops of the Maracangalha Formation

and its inner Member Caruaçu. Along the beaches that connect the Bom

Despacho Ferry Boat Terminal to Amoreira’s village these outcrops are

exposed during the low tide. These deposits are described as turbidite and

hiperpicnite systems related to an ancient lake in a period of high tectonicactivities.The tectonic activities promote a rapid influx of sediment into delta

fronts that collapses evolving to slumps and slides and then to turbidites.

The main objective of this manuscript is correlate the brittle (e.g. faults

and fractures) and the injection (e.g. clastic dykes) structures with the far-field

tension stress vectors. The area was divided into four sub-áreas according to

it’s deformation structures patterns, with the structures being grouped into: (i)

plastic state structures, represented by the the primary depositional surface

(S0); (ii) injection structures, represented by clastic dykes and (iii) brittle

structures represented by fault and fractures.

The research revealed that the structural framework of Itaparica’s island

matches with the Reconcavo-Tucano-Jatoba rift framework. The main trends

N-S N30° and N130° represents the border and transfer faults. Normal faults

reveals two overture events, E-W and NW-SE matching with Magnavita’s model

(1992) for the Recôncavo basin’s tectonic evolution. That the far -field tension

stress vectors are combinig with the of rift basins models with a rotation of σ1

from E-W to NW-S, and finally that the geometrical relationship between the

structures are correlated to the second event of rifting (NW-SE) at this part of

the Reconcavo’s basin and the stress vector related to gravitational flow.

Keywords: Rift Basin; Structural Analysis; Inversion Method Paleostress

field.


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ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1.1 – Localização da Bacia do Recôncavo no Sistema de Riftes do Recôncavo-Tucano-

Jatobá. Figueiredo, (1997). ......................................................................................................... 20

Figura 1.2. Localização e acesso à ilha de Itaparica partindo de Salvador (BA). Em destaque alinha reta que liga os dois terminais hidroviários na ilha e no continente. Imagem extraída deGoogle Earth® serviço de mapa. ................................................................................................ 22

Figura 1.3. Localização da área de estudo compreendendo as praias entre Bom Despacho e Amoreira na costa nordeste da Ilha de Itaparica. Imagem extraída de Google Earth® serviço demapa. ........................................................................................................................................... 22

Figura 2.1 – Embasamento da Bacia do Recôncavo indicando principais domínios. Barbosa etal., (2005). ................................................................................................................................... 26

Figura 2.2 – Bacia do Recôncavo e seu arcabouço estrutural. Observar os limites por falhas ealtos estruturais. Destro, (2002) adaptado de Aragão, (1994). .................................................. 29

Figura 2.3 – Modelo de rifteamento duplo idealizado por Magnavita, 1992 durante a quebra dosupercontinente Gondwana. Magnavita et al., (2005), adaptado de Magnavita, (1992). ........... 30

Figura 2.4. – Reconstrução paleogeográfica e paleoclimática para as fases de clímax do lago(a) e fluvial (b) idealizado por Garcia et al., (2005, apud Born, 2009). ....................................... 32

Figura 2.5. – Paleogeografia da fase rifte para a Bacia do Recôncavo. Magnavita et al., (2005)

modificado de Ponte & Medeiros, (1981). ................................................................................... 34

Figura 2.6. - Modelo deposicional proposto para a Formação Maracangalha. (A) colapsamentode frente deltaica; (B) Inundações catastróficas. Modificado de Coura, 2006). ......................... 35

Figura 2.7 - Bloco diagrama representando a paleogeografia da Formação Marizal na Bacia doRecôncavo. Notar a dispersão das subfacies cascalhosos (SG e GB) proximais, e nas partesmais distais, os elementos arenosos (DA,SB,LS) e lamosos (FF). Lima & Bittencourt, (2000). 36

Figura 2.8 – Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para a fase rifte daBacia e Formação Maracangalha. Silva et al.,(2007). ................................................................ 37

Figura 3.1 – Modelo esquemático para riftes oblíquos. Destro, (2002) adaptado de McClay &White, (1995). .............................................................................................................................. 44

Figura 3.2 – Relação entre tensores principais (σ1, σ2 e σ3) e deformação (x, y e z) emambientes extensionais. Modificado de Milani, (1987) ............................................................... 45

Figura 3.3 – Evolução de um fluxos gravitacionais sub-aquosos indicando o comportamento dofluido. Modificado de Shanmungam, (2006),adaptado de Lowe, (1982). ................................... 48

Figura 3.4 – Seqüência de Bouma completa com intervalos (Ta) (correntes de alta densidade) eTb-e (correntes de baixa densidade desacelerantes). Modificado de Posamentier & Walker(2006). ......................................................................................................................................... 49


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Figura 3.5 – Ambiência dos depósitos turbidíticos com relação a distancia da área fonte.Dias,(2011). ................................................................................................................................. 50

Figura 3.6 – Representação de um corpo de slump, exibindo extensão proximal e compressãonas porções central, lateral e distal. Debacker et al., (2009) retirado de Barbosa (2009).......... 51

Figura 3.7 – Representação esquemática da deformação induzida por fluxos gravitacionais emsedimentos pelágicos recém depositados. Modificado de Schnellman et al. (2005). ................ 52

Figura 3.8 – Padrões de falhas de para sistema de esforço ortogonal mediante posição dostensores principais. A) ambiente distensional, B) ambiente compressional e C) ambientetranscorrente. Anderson, (1979). ................................................................................................ 53

Figura 3.9 – Diedros retos e mecanismo focal em uma falha. A) em perspectiva e B) emprojeção estereográfica (hemisfério inferior). F, plano de falha; A, plano auxiliar; n, vetor unitárionormal ao plano de falha; s, vetor unitário de deslizamento; B, interseção entre os planos.Retirado e Olaiz, (2006). ............................................................................................................. 54

Figura 4.1 – Localização da área de estudo na costa nordeste da Ilha de Itaparica – BAImagem extraída de Google Earth ™ serviço de mapa. ............................................................. 56

Figura 4.2 – Apresentação geral dos afloramentos em Bom Despacho. Camadas espessasplano-paralelas de folhelhos intercalados com lentes delgadas de arenito. Sub-área 1.Vista emperfil. Agenda servindo como escala (18cm). ............................................................................. 57

Figura 4.3 – Contato entre pacotes de folhelhos cinza-esverdeado e cinza escuro. Diqueclástico sub-vertical pouco deformado cortando o acamadamento principal em N070°/80°SE.Sub-área 4. Vista em perfil. Agenda como escala (18cm). ......................................................... 58

Figura 4.4 – Concentração de deformação em pacotes confinados. Sub-área 3. Martelo apontapara o norte e como serve como escala (25cm). ........................................................................ 59

Figura 4.6 – Estrutura em almofada na interface entre folhelhos cinza-escuro e cinza-esverdeado. Sub-área 2. Vista em perfil. Agenda como escala (18cm). .................................... 60

Figura 4.5 – Estrutura de carga em contato basal entre arenitos e folhelhos. Vista em perfil. .. 60

Figura 4.7 – Fácie da seqüência de Bouma com Tbcbc presente na área de estudo. Sub-área4. Vista em perfil. ......................................................................................................................... 60

Figura 4.8 – Camada de arenito semi-homogeneizado por fluidização. Este tipo de estrutura étípica de ambientes sintectônicos. Sub-área 4. Vista em perfil. ................................................. 61

Figura 4.9 – Superfície de deposição (S0) N040°/25°SE em intercalações de folhelhos earenitos delgados. Sub-área 2. Agenda como escala (18cm). Vista em perfil. .......................... 62

Figura 4.10 – Diferenças entre os diques clásticos do primeiro setor (a) e do último (b). Noprimeiro são comuns e bastante deformados, no último são raros e pouco deformados. Vistaem perfil para as duas imagens. Bussola e agenda como escala respectivamente. ................. 63

Figura 4.11 – Mecanismos de disparo para injeções de diques clásticos reportadas naliteratura. Pontos indicam o disparo dos diques clásticos. Modificado de Jolly & Loonergan,

(2002) .......................................................................................................................................... 63


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Figura 4.12 – Dique clástico (N150°/30°NE) injetado no pacote de folhelhos (a). No detalhe aextremidade do dique com dobra de acomodação por compactação (b). Vista em perfil. ......... 64

Figura 4.13 – Falhas normais intraformacionais formando mini grabens em pacote confinado.Sub-área 3. Vista em perfil. ......................................................................................................... 65

Figura 4.14 – Falha de extensão métrica N020°/50°NW com componente dextral marcada pelodeslocamento de camadas em planta (detalhe). Sub-área1. Vista em planta. .......................... 65

Figura 4.15 – Falha reversa N090°/45°N possivelmente relacionada a fluxos gravitacionais.Vista em perfil. ............................................................................................................................. 66

Figura 5.1 – Localização das sub-áreas de estudo delimitadas durante a campanha de campo. ..................................................................................................................................................... 68

Figura 5.2 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondente ao total das superfícies deposicionais (S0) na área de

estudo. ......................................................................................................................................... 69

Figura 5.3 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondente ao total dos diques clásticos na área de estudo. .............. 70

Figura 5.4 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondente ao total de falhas com cinemática atribuída na área deestudo (normal, reversa dextral e sinistral). ................................................................................ 70

Figura 5.5 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondente ao total de planos de falha e fratura na área de estudo. .. 71

Figura 5.6 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondendo ao total de planos de falha normais na área de estudo. .. 71

Figura 5.7 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondendo ao total de planos de falha reversas na área de estudo. . 72

Figura 5.8 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondendo ao total de planos de falha dextrais na área de estudo. .. 73

Figura 5.9 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondendo ao total de planos de falha sinistrais na área de estudo. . 73

Figura 5.10 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction paraestruturas planares de acamadamento primário S0 na sub-área 1. ........................................... 75

Figura 5.11 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondente às superfícies deposicionais S0 na sub-área 2. ................ 75

Figura 5.12 - Diagramas de isodensidade polar, e de rosetas de strike e dip-direction comestruturas planares correspondente ao acamadamento primário S0 na sub-área 3. ................. 75

Figura 5.13 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction deestruturas planares correspondentes ao acamadamento primário S0 na sub-área 4. ............... 76


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Figura 5.14 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondentes aos diques clásticos na sub-área 1. ................................ 77

Figura 5.15 - Dique clástico N020°/60°SE. Taxa de deformação horizontal Ɛh = 20%. Acamadamento primário S0 N140°/23°SW. Cabo do martelo aponta para o norte. Sub-área 1.Vista em planta. ........................................................................................................................... 77

Figura 5.16 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction de paraestruturas planares correspondentes aos diques clásticos na sub-área 2. ................................ 78

Figura 5.17 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondentes aos diques clásticos na sub-área 3. ................................ 78

Figura 5.18 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondentes aos diques clásticos na sub-área 4. ................................ 78

Figura 5.19 – Dique clástico N035°/85°SE. Notar a baixa taxa de compactação Ɛv=7,46%. Sub-

área 4. Vista em perfil. ................................................................................................................ 79

Figura 5.20 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondentes ao total de falhas e fraturas na sub-área 1. .................... 80

Figura 5.21 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondentes ao total de falhas na sub-área 1. ..................................... 81

Figura 5.22 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondentes ao total de falhas e fraturas na sub-área 2. .................... 81

Figura 5.23 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction para

estruturas planares correspondentes ao total de falhas na sub-área 2. ..................................... 81

Figura 5.24 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondentes a falhas e fraturas na sub-área 3. ................................... 82

Figura 5.25 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondentes a falhas na sub-área 3. .................................................... 82

Figura 5.26 - Diagramas de isodensidade polar, strike e dip-direction de estruturas planarescorrespondentes a falhas na sub-área 4. .................................................................................... 82

Figura 5.27 - Diagramas de isodensidade polar, strike e dip-direction de estruturas planarescorrespondentes a falhas na sub-área 4. .................................................................................... 83

Figura 5.28 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondentes a falhas normais na sub-área 1. ...................................... 84





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Figura 5.32 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares rúpteis correspondentes a falhas reversas na sub-área 3. ......................... 85

Figura 5.33 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares rúpteis correspondentes a falhas reversas na sub-área 4. ......................... 86

Figura 5.34 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondentes às falhas dextrais na sub-área 1. .................................... 87

Figura 5.35 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de strike e dip-direction paraestruturas planares correspondentes a falhas dextrais na sub-área 2. ...................................... 87



Figura 5.38 - Diagramas de isodensidade polar e de rosetas de , strike e dip-direction deestruturas planares correspondentes às falhas sinistrais na sub-área 1. ................................... 89

Figura 5.39 - Diagramas de isodensidade polar e de roseta de strike e dip-direction deestruturas planares correspondentes às falhas sinistrais na sub-área 2. ................................... 89



Figura 5.42 – Estrias 30°090° no plano de falha N160°/40°SE. Alguns degraus 35°000°marcam o movimento normal. Sub-área 1. ................................................................................. 91

Figura 5.43 – Projeção estereográfica de hemisfério inferior com diedros compressivos embranco e extensivo em cinza para plano de falha N160°/40°NE com estrias 30°090°. Sub-área 1. ......................................................................................................................................... 91

Figura 5.44 – Projeção estereográfica de hemisfério inferior com diedros compressivos embranco e extensivos em cinza para plano de falha N165°/70°NE com estria 65°N185°. Sub-área 2. ......................................................................................................................................... 92

Figura 5.45 – Projeção estereográfica de hemisfério inferior com diedros compressivos embranco e extensivos em cinza para plano de falha N010°/40°SE com estrias 30°N080°. Sub-área 3. ......................................................................................................................................... 92

Figura 5.46 – Foto e esquema ilustrando estrias 30°N080° em plano de falha N010°/40°SEcom componente normal. Sub-área 3. Vista em planta. ............................................................. 93

Figura 5.47 – Projeção estereográfica de hemisfério inferior com diedros compressivos embranco e extensivos em cinza para plano N060°/85°SE com estrias 30°N080°. Sub-área 3. 93

Figura 5.48 – Projeção estereográfica de hemisfério inferior com diedros compressivos em

branco e extensivos em cinza para 4 planos de falha distribuídos na área de estudo. ............. 94


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Figura 6.1 – Imagens obliquas da área de estudo com visada N-S. Lineações extraídas a partirde relevo e drenagens. Imagens extraídas de Google Earth ™ Serviço de mapa. .................... 96

Figura 6.2 – Esquema demonstrando as principais direções de injeção de diques clásticos nocosta nordeste da Ilha de Itaparica com relação ao vetor de máxima expansão. Adaptado deRibeiro & Terrinha, (2007) ........................................................................................................... 96

Figura 6.3 – Fotografia de empurrões N110°35°NE com deslocamento reverso de camadas dearenito com fluxo para N200°. No detalhe modelo esquemático proposto por Gibert et al.,(2005) demonstrando a relação entre o fluxo gravitacional e falhas reversas na porção distaldos depósitos. ............................................................................................................................. 98

Figura 6.4 – Imagens obliquas da área de estudo com visada N-S. Com (a) dispersão de dostensores obtidos a partis de estrias em planos de falha em cada sub-área e (b) integração dostensores para a área de estudo. Imagen extraída de Google Earth ™ Serviço de mapa. ......... 99

Figura 6.5 – Figura esquemática mostrando relações entre os conjuntos de estruturas

coletadas em campo com os prováveis campos de tensão associados. (a) falhas normais,evento extensivo E-O σ1 vertical; (b) falhas normais evento extensivo NW-SE σ1 vertical; (c,d)sistemas transcorrentes internos com σ1 horizontal (e) falhas reversas σ1 horizontal relacionadoa fluxos gravitacionais e (f) diques clásticos (plano σ1 xσ2). com σ3 ortogonal extensao NW-SE ................................................................................................................................................... 100


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LISTA DE ABREVIATURAS E SIMBOLOS:

IGEO – Instituto de Geociências

UFBA – Universidade Federal da BahiaN - Norte

S - Sul

E - Este

O - Oeste

NE - Nordeste

NW - Noroeste

SE - SudesteSW - Sudoeste

v. – versão

U – Urânio

Pb – Chumbo

km - Quilômetro

m – Metro

cm – Centímetro

Ma – Milhões de anos (x106)

Ga – Bilhões de anos (x109)

S0 – Superfície deposicional primária

σn – Sigma (tensor de esforço)

Ɛ –Épsilon (deformação)

Ɛv – Deformação vertical (compactação)

Ɛh – Deformação horizontal (compressão lateral)

lo – Comprimento inicial

lf – Comprimento final


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Sumário

1- INTRODUÇÃO. ................................................................................................... 19

1.1- LOCALIZAÇÃO E ACESSO. ..................................................................................... 21

1.2- OBJETIVOS. ................................................................................................................ 23

1.3- JUSTIFICATIVAS. ....................................................................................................... 23

1.4- MATERIAIS E MÉTODOS. ........................................................................................ 24

2- GEOLOGIA REGIONAL ...................................................................................... 25

2.1 O EMBASAMENTO DA BACIA ................................................................................. 25

2.2 O RIFTE RECÔNCAVO-TUCANO-JATOBÁ .......................................................... 27

2.3 A BACIA DO RECÔNCAVO ........................................................................................... 28

2.3.1 Aspectos estratigráficos ................................................................. 30

2.3.2 Evolução tectôno-sedimentar....................................................... 31

2.3.2.1 Supersequência Paleozóica........................................................... 31

2.3.2.2 Supersequência Pré-rifte .............................................................. 31

2.3.2.3 Supersequência Rifte ..................................................................... 33

2.3.2.4 Supersequência Pós-rifte ................................................................ 36

2.3.3 Aspectos Estruturais ....................................................................... 38

3- ASPECTOS TEÓRICOS RELACIONADOS A BACIAS DO TIPO RIFTE. .......... 42

3.1 BACIAS SEDIMENTARES EM AMBIENTE EXTENSIONAL: VISÃO GERAL. . 42

3.2 BACIAS DO TIPO RIFTE. .......................................................................................... 43

3.3 DEFORMAÇÃO RÚPTIL EM BACIAS DO TIPO RIFTE. ...................................... 45

3.4 FLUXOS GRAVITACIONAIS EM BACIAS DO TIPO RIFTE ................................ 47

3.4.1 Turbiditos. ........................................................................................ 48

3.4.2 Deformação relacionada a fluxos gravitacionais. .......................... 51

3.5 MÉTODOS DE ANÁLISE DE PALEOTENSÃO ...................................................... 52

3.6 ESTADO DA ARTE DA DEFORMAÇÃO RUPTIL NA ILHA DE ITAPARICA .... 54


18/107

4- GEOLOGIA LOCAL. ........................................................................................... 56

4.1 CARACTERIZAÇÃO GERAL. ................................................................................... 57

4.2 ESTRUTURAS DEFORMACIONAIS. ...................................................................... 61

4.2.1 Estruturas no estado plástico. ........................................................ 61

4.2.2 Estruturas de injeção:...................................................................... 62

4.2.3 Estruturas no estado sólido. ........................................................... 64

5 – APRESENTAÇÃO DOS DADOS ......................................................................... 67

6- DISCUSSÕES E CONCLUSÕES ........................................................................ 95


19/107

1- INTRODUÇÃO.

O estudo de estruturas deformacionais rúpteis em bacias

sedimentares é de extrema importância, pois, é através do entendimento da

nucleação e crescimento destas estruturas que será possível fazer uma

correlação com os campos de tensão atuantes durante o seu desenvolvimento.

Para entender tais aspectos utilizaremos métodos de inversão para o

mapeamento de falhas e diques clásticos em afloramentos na ilha de Itaparica.

A ilha de Itaparica está inserida na porção sul da Bacia doRecôncavo. Esta bacia, por sua vez, compõe o segmento austral do sistema de

Riftes Intracontinentais abortados do Recôncavo-Tucano-Jatobá, NE do Brasil

(Figura.1) (Milani, 1987; Milhomem et al., 2003; Magnavita et al., 2005; Destro,

2002).

A Bacia do Recôncavo é limitada ao norte pelo Alto de Aporá; ao sul

pela Falha da Barra; a leste seu limite é o sistema de Falhas de Salvador; e a

oeste a Falha de Maragogipe (Silva et al., 2007; Milani, 1987; Milhomem et al.,2003).

Na Bacia do Recôncavo, a Formação Maracangalha (integrante do

Grupo Ilhas) registra uma sedimentação tipicamente lacustre depositada

durante a fase rifte desta bacia, sendo constituída basicamente por folhelhos

com camadas de arenitos subordinadas representando os Membros Pitanga e

Caruaçu (Caixeta et al., 1994; Guerra & Borgui, 2003 e Cupertino & Bueno,

2005).


20/107

O Membro Caruaçu tem sido interpretado como produto de fluxossedimentares gravitacionais subaquosos envolvendo movimentos de

escorregamentos (slumps), deslizamentos (slides), evoluindo nas porções mais

distais a turbiditos em um ambiente flúvio-deltaico. Este pacote foi fortemente

deformado ainda no estado plástico (soft sediment deformation), durante a sua

deposição e possui uma deformação rúptil associada à tectônica de abertura

da Bacia do Recôncavo (Milani, 1987; Guerra & Borghi, 2003; Coura, 2006).

Figura 1.1 – Localização da Bacia do Recôncavo no Sistema de Riftesdo Recôncavo-Tucano-Jatobá. Figueiredo, (1994).


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As principais estruturas rúpteis serão estudadas a luz dos trabalhos

de Milani, (1987), Magnavita, (1992, 1996) e Destro, (1995, 2002) buscando

uma melhor definição para o campo de tensão gerador das mesmas nos

afloramentos da Formação Maracangalha, em Bom Despacho, porção norte da

ilha de Itaparica.

Através das relações de corte em campo e da análise cinemática

dessas estruturas (com estudo dos marcadores cinemáticos associados) será

possível a obtenção da ordem hierárquica de formação das falhas e, por

métodos de inversão, das principais orientações dos tensores principais dos

campos de tensão a elas associados. Pretende-se com isso dar um maior

avanço no conhecimento da formação e evolução das estruturas rúpteis, suasrelações com as macro-falhas que formatam a bacias do tipo rifte e dos

campos de tensão operantes relacionadas (Magnavita, 1992, 1996; Destro,

1995, 2002; Corrêa-Gomes et al., 2003; Corrêa-Gomes et al., 2005a,b).

1.1- LOCALIZAÇÃO E ACESSO.

A área de estudo está situada na ilha de Itaparica, a

aproximadamente 13 km de Salvador, sendo esta a maior do conjunto de ilhasda baia de Todos os Santos, contendo vastos afloramentos com exposições da

Formação Maracangalha e seu Membro Caruaçú. A melhor forma de acesso à

ilha é utilizando o sistema de ”Ferry-Boat” que liga o Terminal Hidroviário de

São Joaquim, na cidade de Salvador ao Terminal Hidroviário de Bom

Despacho em Itaparica cobrindo o percurso em uma viagem de

aproximadamente 50 minutos. (Figura 1.2).

A partir do Terminal de Bom Despacho a área de estudo

compreende os 9 km de praias a nordeste do terminal até a vila de Amoreira

(Figura 1.3), sendo os alvos da pesquisa, principalmente, os afloramentos ao

longo das praias expostos durante a maré baixa e as encostas das praias.


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Figura 1.2. Localização e acesso à ilha de Itaparica partindo de Salvador (BA). Em destaque alinha reta que liga os dois terminais hidroviários na ilha e no continente. Imagem extraída deGoogle Earth® serviço de mapa.

Figura 1.3. Localização da área de estudo compreendendo as praias entre Bom Despacho e Amoreira na costa nordeste da Ilha de Itaparica. Imagem extraída de Google Earth® serviço demapa.


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1.2- OBJETIVOS.

O objetivo do trabalho é relacionar estruturas deformacionais rúpteis

com os campos tensão geradores das mesmas em afloramentos da Formação

Maracangalha e seu Membro Caruaçu, na costa nordeste da Ilha de Itaparica – BA.

Como objetivos específicos serão analisados e detalhados as

estruturas rúpteis existentes a norte de Bom Despacho, afim de, após

tratamento estatístico dos dados obtidos, interpretar e determinar as relações

com os campos de tensão associados (obtidos com uso de métodos de

inversão) durante a evolução tectônica na fase Rifte da Bacia do Recôncavo

assim como, interpretar como funciona a propagação de uma deformação rúptilrefletida para os pacotes a elas adjacentes, sendo os afloramentos de Bom

Despacho, Itaparica uma ampla fonte de dados, com afloramentos longos e

contínuos, para um melhor conhecimento geológico da área.

1.3- JUSTIFICATIVAS.

A Bacia do Recôncavo é uma das bacias sedimentares brasileiras

com maior produção de Gás Natural. Os principais campos de gás não

associado desta bacia estão localizados nos membros Pitanga e Caruaçu da

Formação Maracangalha (Coura, 2006).

Dentre os principais trendes de hidrocarbonetos da bacia os maiores

estão ligados a estruturas rúpteis com estruturação no embasamento sendo as

falhas N130° de grande importância, principalmente na porção Sul da Bacia do

Recôncavo (Guerra & Borgui, 2003; Magnavita et al., 2005). Além da relaçãoimportante com a dinâmica de hidrocarbonetos o estudo das estruturas rúpteis

em bacias sedimentares é de extrema importância para pesquisas sobre água

subterrânea e contaminação de aqüíferos, além de auxiliar em trabalhos de

geotecnia.

Em busca destas informações, os depósitos turbidíticos de Bom

Despacho constituem uma fonte de dados que certamente contribuirá para o

conhecimento geológico da porção sul da Bacia do Recôncavo.


24/107

1.4- MATERIAIS E MÉTODOS.

As fases de desenvolvimento do projeto tiveram inicio com o

levantamento bibliográfico dos trabalhos executados na região, e outros

relacionados à análise e tratamento estrutural dos dados. Esta fase seintercalou com atividades de campo demonstrativas e posteriormente com

coletas sistemáticas de medidas de estruturas rúpteis e dúcteis, já com o

objetivo de compor o quadro estrutural da área de estudo.

Em campo foram coletados dados de estruturas dúcteis e rúpteis

referentes a falhas, fraturas, dobras e diques clásticos em agrupamentos de

afloramentos expostos em maré baixa, tanto em planta quanto nas quebras de

relevo a beira mar. Estes dados foram coletados juntamente com descrições decaracterísticas sedimentares locais por afloramento e posteriormente lançadas

em tabela utilizando uma planilha eletrônica Microsoft Office® (Excel 2003). Os

materiais utilizados em campo foram aparelho de GPS (Global Positioning

System), bússola geológica Brunton modelo Eclipse, martelo geológico, lupa de

aumento (10X), trena, máquina fotográfica e caderneta de campo.

O tratamento das medidas foi feito utilizando o software StereoNett®

(Duyster, 2000; versão 2.46 ou mais recente) em setores individualizados dailha, sendo os dados apresentados em rosetas e diagramas de isodensidade,

possibilitando uma melhor visualização de um maior numero de medidas

integradas. Para este tratamento foi utilizado o método desenvolvido por

Corrêa-Gomes, (2000) e Corrêa-Gomes et al., (2003 e 2005a,b) de coleta e

tratamento de dados estruturais por métodos de inversão com obtenção das

orientações dos campos de tensão por afloramento (e não por grupos de

afloramentos) modificado de metodologias utilizadas anteriormente por Angelier(1979, 1984, 1994), Nieto-Samaniego & Alaniz-Alvarez (1997) entre outros

(Correa-Gomes et al., 2005a,b). Utilizando como ferramenta o software

FaultKin (v.5.1; Almendinger, 2011).

A partir destes produtos poderemos quantificar e qualificar as

estruturas, possibilitando interpretações a respeito do estilo de deformação,

gênese das estruturas, stress principal e vergência do movimento de massa

dentro da bacia.


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2- GEOLOGIA REGIONAL

O contexto geológico regional da área estudada envolve o Cinturão

Salvador –Esplanada inserido no contexto do Cráton do São Francisco

(Almeida, 1977). Dentro do domínio do Cráton encontra-se a Bacia do

Recôncavo que consiste em uma sub-bacia na extremidade sul do conjunto debacias intracontinentais tipo rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá (RTJ) (Milani,

1987; Destro, 2002; Magnavita et al., 2005).

2.1 O EMBASAMENTO DA BACIA

O embasamento cristalino da Bacia do Recôncavo é representado

predominantemente pelos cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste-

sudoeste; e Salvador-Esplanada, a leste-nordeste (Silva et al., 2007). (Figura

2.1).

De acordo com Barbosa et al., (2003), o Cinturão Itabuna-Salvador-

Curaçá, de idades U-Pb SHRIMP em torno de 2,1 Ga (Barbosa & Peucat, 2003

apud Barbosa & Sabaté, 2003) tem cerca de 800 km de comprimento, se

estende do sul ao norte da Bahia e é constituído pela Suíte São José do

Jacuípe e pelos complexos Caraíba e Tanque Novo –Ipirá, corpos máfico-

ultramáficos, alguns deles mineralizados, além de diversas gerações de


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granitóides paleoproterozóicos. Ele materializa um cinturão de cisalhamento

dúctil gerado em regime transpressivo e evoluído segundo episódios reversos e

transcorrentes progressivos (Kosin et al., 2003). A Suíte São José do Jacuípe,

uma associação máfico-ultramáfica composta por noritos e gabronoritos, é

interpretada como gerado por fusão parcial de manto profundo, com taxas

muito baixas de contaminação crustal (Teixeira, 1997). O complexo Caraíba,

unidade litoestratigráfica típica e de maior representatividade do cinturão, é

composto por uma suíte bimodal da fácies granulito na qual o pólo félsico é

constituído por ortognaisses enderbítico, charnoenderbítico e raramente

charnockítico cuja associação entre hornblenda biotita e hiperstênio sugerem

condições de metamorfismo características da transição da fácies anfibolito-

granulito. O polo básico é composto por lentes gabro-dioríticas e ocorrem ainda

estruturas migmatíticas decorrentes da injeção de granitóides que

contaminaram e transformaram parcialmente os ortognaisses encaixantes nas

zonas de borda (Barbosa et al., 2003).

Figura 2.1 – Embasamento da Bacia do Recôncavo indicando principais domínios. Barbosa etal., (2005).


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O Cinturão Salvador-Esplanada contempla a região mais oriental do

Cráton São Francisco, acompanhando a sua faixa costeira. Consiste de um

segmento crustal estruturado na direção NE-SW e limitado por zonas de

cisalhamento transcorrentes sinistrais. É constituído por três unidades

litotectônicas também separadas por zonas de cisalhamento transcorrentes

sinistrais. Na unidade mais ocidental e mais afastada da costa predominam

ortognaisses migmatíticos (granodiorito gnaisse de Aporá). Na unidade central

predominam granulitos (ortognaisses charnoenderbíticos e charnockíticos) e

biotita gnaisses retrometamorfisados a partir de granulitos. A unidade mais

oriental consiste de ortognaisse bimodal, de fácies anfibolito, com termos

félsico, tonalítico-granodiorítico, e máfico, gabro anfibolitizado (Oliveira Junior,

1990 apud Barbosa et al., 2005; Silva et al., 2007).

2.2 O RIFTE RECÔNCAVO-TUCANO-JATOBÁ

As bacias do Recôncavo, de Tucano e Jatobá preenchem a

megaestrutura geotectônica do tipo rifte de mesmo nome, localizada no

nordeste do Brasil, bordejando a costa dos estados da Bahia, Sergipe e

Pernambuco (Santos et al., 1990; Destro, 2002). (Figura 1.1).

O rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá possui uma largura média

de 100 km se estendendo por cerca de 400 km e cobrindo uma área de

aproximadamente 46.500 km2, alongando-se na direção N –S desde a cidade

de Salvador até próximo ao lineamento de Pernambuco, quando as falhas da

borda norte da bacia de Jatobá infletem para a direção NE (Milani, 1987;

Santos et al., 1990; Destro, 2002; Destro et al., 2003). O limite norte do Rifte é

condicionado pela falha de Ibimirim e pelo Lineamento de Pernambuco. Na

extremidade oeste o sistema de riftes é limitado na porção sul pelo Cinturão

Granulítico Atlântico, na porção central pelo Bloco Serrinha e em Tucano-Norte

por sedimentos do Proterozóico Superior. O limite leste dos riftes de Tucano-

Norte e Jatobá correspondem ao maciço de Pernambuco –Paraíba; o limite

leste de Tucano-Central corresponde aos sedimentos do Proterozóico Superior

e na porção sul das bacias de Tucano e Recôncavo o limite leste corresponde


28/107

ao cinturão granulítico e Alto de Jacuípe (Milani, 1987; Santos & Braga, 1990;

Santos et al., 1990; Destro, 2002).

De maneira geral o sistema de riftes está estruturado segundo um

arranjo de sucessivos semi-grábens, cujas falhas de borda, não alinhadas,alternam-se entre o leste e o oeste (Magnavita, 1992; Destro, 2002) tendo na

margem oposta uma borda flexural marcada pela presença de falhas de

pequenos rejeitos ou pela presença de unidades sedimentares da bacia

posicionadas discordantemente sobre o embasamento (Milani, 1987; Destro,

2002; Magnavita et al., 2005; Silva et al. 2007). Essas bordas flexurais

possuem a forma de monoclinais ou rampas que mergulham contra a borda

falhada, sendo a geometria fundamental estabelecida através da rotação deblocos em direção à borda principal. A bacia ainda apresenta algumas zonas

de transferências NW-SE responsáveis pela acomodação e deslocamento

lateral diferenciado dos diferentes compartimentos da mesma (Milani 1987;

Destro, 2002; Destro et al., 2003). Tais falhas de transferência, ou zonas de

acomodação, podem ser responsáveis não somente pelo deslocamento da

borda do rifte, mas também por mudar a polaridade estrutural dos meio-

grábens (Milani, 1987; Magnavita et al., 2005) como de fato ocorre ao longo da

zona de acomodação do Vaza-Barris entre as bacias de Tucano Central e

Norte (Destro, 1995; 2002).

2.3 A BACIA DO RECÔNCAVO

A Bacia do Recôncavo está localizada no Estado da Bahia, região

Nordeste do Brasil, ocupando uma área de aproximadamente 11.500km2.

(Magnavita & da Silva, 1995; Milhomem et al., 2003; Silva et al., 2007). O seu

limite norte é representado pelo alto de Aporá, que a separa da bacia do

Tucano Sul; a Sul é separada da bacia de Camamú pela Falha da Barra. O

leste é limitado pela falha/alto de Salvador-Jacuípe que a separa da Bacia do

Jacuípe, a oeste o limite da bacia se dá pela falha de Maragogipe (Magnavita

et al., 2005; Coura, 2006; Dominguez & Bittencourt, 2009) (Figura 2.2). Os

baixos estruturais de Camaçari, Miranga e da Quiambina formam a calha

principal da bacia (Figueiredo et al., 1994; Destro, 2002).


29/107

A origem da bacia está associada a movimentos iniciais de ruptura

do paleocontinente Gondwana Ocidental e abertura do Oceano Atlântico sul

durante o Mesojurássico –

Eocretáceo, sob o campo de tensões que originou amargem leste brasileira e culminou na separação definitiva da placa Sul-

Figura 2.2 – Bacia do Recôncavo e seu arcabouço estrutural. Observar os limites por falhas ealtos estruturais. Destro, (2002) adaptado de Aragão, (1994).


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Americana e Africana (Milani, 1987; Caixeta et al., 1994; Destro, 2002;

Milhomem et al., 2003; Magnavita et al., 2005; Silva et al., 2007). (Figura 2.3).

2.3.1 Aspectos estratigráficos

A sucessão estratigráfica do Rifte do Recôncavo inclui estratos com

idades desde o Paleozóico até o Cenozóico, depositados sobre embasamento

arqueano-paleoproterozóico. Os pacotes de idade paleozóica, de ocorrência

local, constituem remanescentes de ciclos sedimentares mais antigos

depositados durante a fase sinéclise da bacia sendo preservados da erosão

pelo abatimento de blocos (Magnavita, 2003), a sedimentação do Mesozóico

pode ser dividida em seqüências depositadas nas fases; pré-rifte, sin-rifte epós-rifte e a sedimentação cenozóica é representada por folhelhos e calcários

depositados por uma incursão marinha próxima a linha de costa atual, arenitos

continentais e sedimentação aluvionar quaternária ao longo dos principais

cursos d’água (Destro, 2002; Silva et al., 2007).

Figura 2.3 – Modelo de rifteamento duplo idealizado por Magnavita, 1992 durante a quebra dosupercontinente Gondwana. Magnavita et al., (2005), adaptado de Magnavita, (1992).


31/107

2.3.2 Evolução tectôno-sedimentar

As sequências sedimentares relacionadas ao preenchimento da bacia

do recôncavo compreendem os depósitos acumulados durante o processo

extensional juro-cretáceo e caracterizam sequências deposicionais relacionadasaos estágios pré-rifte, rifte e pós-rifte de evolução da bacia (Destro, 2002;

Magnavita et al., 2005; Silva et al., 2007).

2.3.2.1 Supersequência Paleozóica

O início do preenchimento da Bacia do Recôncavo segundo Silva et

al., (2007), se dá durante o Paleozóico (300 Ma), com a sedimentação dosarenitos com finas camadas de laminitos algais e evaporitos, depositados em

planície de maré, plataforma rasa em ambiente marinho restrito, do Membro

Pedrão (inferior) e os pelitos e lamitos vermelhos lacustres do Membro

Cazumba (superior). Este pacote foi interpretado por Aguiar & Mato, (1990

apud Silva et al., 2007) como depositados sob paleoclima árido e em um

contexto de bacia intracratônica sendo reunidos na Formação Afligidos.

Observam ainda que a associação das fácies condiz com uma regressão iniciada

em uma sedimentação marinha rasa, passando por bacias evaporíticas e

ambiente sabka até culminar num sistema lacustre.

A unidade é considerada como sendo do Permiano (Caixeta et al.,

1994), existindo porem a possibilidade de idade triássica para sua porção

superior, representada pelo Membro Cazumba (Aguiar & Mato, 1990 apud Silva

et al., 2007).

2.3.2.2 Supersequência Pré-rifte

Segundo Silva et al., (2007) os esforços iniciais da implantação do

rifte Atlântico teriam gerado uma flexura na crosta continental, delineando o

que seria a Bacia do Recôncavo e o Oceano Atlântico. Nesta fase, neo-Jurássico

(145 Ma), os sedimentos se acumularam em lagos rasos em um clima desértico

onde adentravam pequenos rios e campos de dunas. Para Silva et al., (2007),


32/107

esta sedimentação engloba três grandes ciclos flúvio-eólicos, representados,

pelo Membro Boipeba, da Formação Aliança e pelas Formações Sergi, Itaparica

e Água Grande.

A Formação Aliança está sobreposta em discordância à Formação Afligidos, e sotoposta concordantemente à Formação Sergi (Viana et al., 1971).

O seu Membro Boipeba consiste em arenitos avermelhados que variam de finos

a conglomeráticos e representam depósitos de um sistema fluvial entrelaçado

com retrabalhamento eólico. O Membro Capianga é formado por folhelhos

vermelhos com raras intercalações de arenitos finos, depositados em ambiente

lacustre, sendo interpretado como depositado sob um sistema flúvio-lacustre

em clima-árido, datados do Neojurássico por ostracodes não-marinho. (Caixeta

et al., 1994).

A Formação Sergi é composta por arenito fino a conglomerático,

cinza esverdeado, com estratificações cruzada acanalada e tabular de médio a

Figura 2.4. – Reconstrução paleogeográfica e paleoclimática para as fases de clímax do lago(a) e fluvial (b) idealizado por Garcia et al., (2005, apud Born, 2009).


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grande porte, intercalado por folhelhos vermelho e cinza-esverdeado e

conglomerados. Estas rochas, de acordo com Caixeta et al., (1994), foram

depositadas por sistemas fluviais entrelaçados, com retrabalhamento eólico, e

presença de ostracodes não-marinhos. A Formação Itaparica dá nome aosfolhelhos marrom e cinza, com raras intercalações de arenitos finos, que foram

depósitos em ambiente lacustre com pequenas incursões fluviais. Estão

sobrepostos concordantemente à Fm Sergi e sotopostos em discordância às

rochas da Formação Água Grande (Caixeta et al., 1994).

A Formação Água Grande, é constituída por arenito fino a grosso,

cinza claro a esverdeado, rico em estratificações cruzadas acanaladas de médio

e grande porte, depositadas por sistemas fluviais com retrabalhamento eólico.

Seus contatos tanto inferior com a Formação Itaparica quanto superior com a

Formação Candeias, são discordantes (Silva et al., 2007). De acordo com Silva

(1993, 1996 apud Silva et al., 2007) esta formação pertence á fase rifte

compondo juntamente à Formação Itaparica, a base do Grupo Santo Amaro.

2.3.2.3 Supersequência Rifte

O início da sedimentação correspondente a fase rifte segundo Raja

Gabaglia, (1991) se dá no Berriasino (135-130 Ma) e perdura até o Aptiano

(114 –108 Ma). Nesta fase, a bacia foi preenchida por dois sistemas

progradacionais principais: o primeiro, longitudinal a oblíquo, flúvio-deltáico

passando a lacustre e; o segundo sistema composto por leques deltáicos

derivados da borda falhada, com conglomerados proximais e turbidítos mediais

a distais (Magnavita et al., 1998). A transição entre as fases pré e sin-rifte se

dá pela paraconformidade que separa os arenitos fluviais e eólicos da Formação

Água Grande e os folhelhos lacustres do Membro Tauá da Formação Candeias

(Magnavita, 1992).

O pacote sedimentar que representa essa sequência é composto

pelas formações Candeias, Salvador, Maracangalha, Marfim, Pojuca e Taquipe

que compõem o Grupo Ilhas e pela Formação São Sebastião (Silva et al., 2007).(Figura 2.5.).


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Durante a fase rifte, numa situação em que a taxa de subsidência

superou a taxa de sedimentação, formou-se um lago profundo onde possibilitou

a deposição de folhelhos escuros do Membro Tauá depositada em ambiente

lacustre na base da Formação Candeias composto pelos folhelhos cinza-esverdeado, laminado, com delgadas camadas de calcário e arenito fino cinza-

claros do Membro Gomo depositados durante uma fase de bacia faminta

(Guerra & Borgui, 2005; Coura, 2006)

Durante esta fase, com o tectonismo ativo, reativações do sistema

de falhas principal da Bacia do Recôncavo, possibilitaram a ocorrência de

leques conglomeráticos sintectônicos ao longo desta representados pela

Formação Salvador (Magnavita & Silva, 1995), sendo constituída porintercalações de níveis de conglomerados, arenitos e lamitos que adentraram a

um lago tectônico (Araújo, 2008).

A Formação Maracangalha, posiciona-se estratigraficamente de

forma concordante acima da Formação Candeias e lateralmente interdigita-se

com a Formação Salvador, sendo subdividida nos membros Caruaçu e

Pitanga. O Membro Caruaçu é constituído por folhelho esverdeado e cinza

escuro que englobam corpos lenticulares de arenito fino e médio, apresentamestratificações cruzadas tangenciais, estratificação plano paralela, laminações

Figura 2.5. – Paleogeografia da fase rifte para a Bacia do Recôncavo. Magnavita et al., (2005)modificado de Ponte & Medeiros, (1981).


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por correntes, dobras convolutas falhas normais e diques clásticos. É

interpretado por Magnavita et al., (2005), como rochas que compõem depósitos

turbidíticos. Já o Membro Pitanga é composto por arenitos muito finos,

argilosos, maciços, que exibem acamamento gradacional interpretados como

depósitos de fluxo de detritos remobilizados em frentes deltáicas (Magnavita et

al., 2005).(Figura 2.6). Segundo Mello et al., (1971), os mecanismos

disparadores que originaram os fluxos gravitacionais subaquosos são

considerados como falhas de crescimento, diapirismo periódico e rápido influxo

de material sedimentar causando sobrecarga em zonas de sedimentos

inconsolidados criando instabilidade nos taludes. Raja Gabaglia, (1990)

adiciona aspectos sismogênicos aos mecanismos disparadores. A sobrecarga

exercida pelos depósitos gravitacionais, aliada à fisiografia de um meio-gráben

com blocos basculados em direção a falha de borda, deu origem a argilocinese

e a um novo estilo estrutural, representado por falhamentos lístricos

sindeposicionais (Silva et al. 2007).

A Formação Marfim é composta por arenitos finos a médios bem

selecionados, cinza-claro, com camadas de folhelho cinza esverdeado

intercaladas, depositados em ambiente deltaico (Magnavita et al., 2005)

N

Figura 2.6. - Modelo deposicional proposto para a Formação Maracangalha. (A)colapsamento de frente deltaica; (B) Inundações catastróficas. Modificado de Coura, 2006).


36/107

A Formação Pojuca é caracterizada por intercalações de arenito

cinza muito fino a médio, folhelho cinza-esverdeado, siltito cinza-claro e

biocalcarenitos que se sobrepõe à Formação Marfim. Esta unidade é

tipicamente depositada em ambiente fluvio-deltáico (Silva et al., 2007)

A Formação Taquipe é constituída por folhelho cinza com

estratificação paralela e lentes de arenito muito fino maciço sendo

caracterizada como um depósito de preenchimento de uma feição erosiva em

forma de canyon, alongada na direção norte-sul, desenvolvida durante uma

fase de queda do nível do lago (Silva et al., 2007).

Com a diminuição da subsidência a bacia do Recôncavo foi

progressivamente assoreada pelos sedimentos fluviais da Formação SãoSebastião a cerca de 125 milhões de anos atrás. Esta formação está

depositada sobre as formações Pojuca e Taquipe, sendo representada por

intercalações de arenitos amarelo-avermelhados, grossos, com intercalações

de siltitos e folhelhos e marca o final da fase rifte na bacia do recôncavo (Silva

et a., 2007).

2.3.2.4 Supersequência Pós-rifte A fase pós-rifte ocorreu no final da Idade Aptiana ao Albiano inferior

(~112 Ma), sendo representada pela Formação Marizal com uma espessura

média de 50 m e formada por conglomerado polimíticos suportados pela matriz,

compostos por seixos de granulitos, gnaisses e quartzitos que gradam para

arenitos finos a médios, calcários e folhelhos escuros bem laminados (Caixeta

et al., 1994; Magnavita et al., 2005). (Figura 2.7)

Figura 2.7 - Bloco diagrama representando a paleogeografia da Formação Marizal na

Bacia do Recôncavo. Notar a dispersão das subfacies cascalhosos (SG e GB)proximais, e nas partes mais distais, os elementos arenosos (DA,SB,LS) e lamosos(FF). Lima & Villas Boas, (2000).


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Figura 2.8 – Carta Estratigráfica da Bacia do Recôncavo com destaque para a fase rifte da Bacia eFormação Maracangalha. Silva et al.,(2007).


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2.3.3 Aspectos Estruturais

A Bacia do Recôncavo é limitada por sistemas de falhas normais,

sintéticas e antitéticas orientadas preferencialmente em NE-SW, o que

proporciona uma geometria em meio-gráben com mergulhos regionais para SE,

em direção aos grandes depocentros que se situam junto à sua borda oriental

onde o pacote sedimentar pode alcançar até 7.000 m de espessura. (Milani,

1987; Milani & Dias 2000; Destro, 2002). A maior parte dessa assimetria, para

sudeste, é resultado do grande rejeito da falha de borda principal, representado

pelo sistema de falhas de Salvador (N030°-040°). (da Silva, 2007). A margem

flexural, com pequenos rejeitos (aprox. 300m) é limitada por monoclinaisfalhadas ou por rampas discordantes sobre o embasamento, sendo

representado pela falha de Maragogipe (N040°) (Milani, 1987; Magnavita et al.,

2005; Silva et al., 2007;).

Devido as suas características estruturais, a bacia do Recôncavo

pode ser compartimentada em três sub-bacias: Nordeste, Central e Sul, esta

última alvo do presente trabalho. Estes compartimentos são limitados por

falhas transversais de transferências e alívio com direção NW-SE, quefuncionam como zonas de acomodação sendo as principais representantes as

Falhas de Mata-Catu e de Itanagras-Araçás (Milani, 1987; Destro, 2002;

Magnavita et al., 2005; Cupertino & Bueno, 2005). Outras estruturas que

podem ser citadas na bacia do Recôncavo são as falhas de Tombador, de

Inhambupe e Paranaguá distribuídas nas bordas leste da mesma (Magnavita,

1992; Destro et al., 2003). (Figura 2.9)

As principais estruturas da bacia do recôncavo serão descritas a

seguir:


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A falha de Mata-Catu (N140°) está localizada na porção central da

bacia, possui terminação abrupta contra o alto de Aporá pela falha de

Tombador, e difusa contra a falha de Salvador, possuindo áreas

transpressionais e transtensionais (Magnavita, 1996). Magnavita, (1992) sugere

aproximadamente 4.000 metros de rejeito vertical e 2.000 metros de rejeito

horizontal para a falha em questão. Esta falha controla um dos mais

importantes trendes de hidrocarbonetos da bacia, ao longo do qual se

Figura 2.9. – Arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com principais falhas e seções

esquemáticas. Modificado de Destro et al., 2003.


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desenvolvem os campos de Miranga, Candeias e Brejinhos, além de estar

relacionada com os dobramentos sin-sedimentares na bacia (Sapucaia et al.

2003). A idade da falha citada é discutida por vários autores; seguindo dados

estratigráficos, Magnavita, (1992) propõe que a falha tenha duas fases

principais de movimento, sendo a primeira onde sua atuação seguiria uma

zona de transferência durante o Valengiano superior e a segunda no final do

Barremiano, atuando como uma zona strike-slip.

A falha de Itanagra-Araçás (N150°), localizada na porção nordeste

da bacia, limite entre os compartimentos Nordeste e Central da bacia do

Recôncavo, possuindo terminação contra a falha de Salvador em seu limite

sudeste, deslocando-a de acordo com uma cinemática sinistral por trêsquilômetros (Milani & Davison, 1988), se apresentando de forma descontínua,

interrompida pela zona transpressional de Araçás (Magnavita, 1992).

O alto do Aporá segundo Magnavita, (1992), representa uma zona

de acomodação através da formação de um alto do embasamento, que se

estende como feição continua na bacia seguindo orientação NNE e estando

subdividida de norte para sul, em Alto de Boa União, Alto do Orobó e Alto de

Dom João. É bordejado a leste pela Falha de Inhambupe e a oeste pela Falhado Tombador .

A falha da Barra representa uma falha de transferência que separa a

Bacia do Recôncavo da Bacia de Camamú, cortando a ilha de Itaparica na sua

porção mediana. Segundo Netto & Ragagnin, (1990) possui forma elíptica, com

cinemática que varia ao longo da sua história evolutiva. Segundo Magnavita

1992, a evolução deformacional dessa falha inicia-se com movimento sinistral

em função de extensões realizadas sob campo posicionado em N120º, duranteo estágio Rio da Serra, e este foi sucedido por movimentos dextrais durante o

estágio Jiquiá-Médio Alagoas.

A falha de Maragogipe (N010°) localizada na borda oeste da bacia é

considerada como sendo a mais importante na história evolutiva da bacia,

possuindo rejeitos que não ultrapassam quinhentos metros, caracterizando

uma zona com maior estabilidade tectônica (Santos et al., 1990).


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A falha de Salvador (N030°), localizada na borda leste da bacia do

recôncavo, é a falha principal da bacia com maior rejeito, foi estudada por

Abrahão-Filho, (2009), que definiu como um sistema de falhas com

comprimento em aproximadamente 150 km, cujo conceito de cinemática

normal, é acrescido de um importante componente dextral.


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3- ASPECTOS TEÓRICOS RELACIONADOS A BACIAS DO

TIPO RIFTE.

Neste capítulo serão apresentados os principais aspectos teóricos a

respeito de (i) bacias sedimentares em ambientes extensionais; (ii) riftes; (iii)

deformação rúptil em ambiente extensional; (iv) fluxos gravitacionais em bacias

do tipo rifte; (v) métodos de analise de campo de tensão; finalizando com (vi)

apresentação de dados estruturais existentes sobre a área de estudo e Bacia

do Recôncavo para incrementar a presente discussão.

3.1 BACIAS SEDIMENTARES EM AMBIENTE EXTENSIONAL: VISÃO

GERAL.

Ambientes extensionais são caracterizados por uma configuração do

triedro de esforços compressivos principais onde o σ1 (sigma 1) encontra-se

em posição vertical, sendo σ2 e σ3 ortogonais ao primeiro e contidos no plano

horizontal. Neste tipo de ambiente o σ3 tem papel fundamental na definição e

implantação da bacia por caracterizar o elemento extensional (Milani, 1987;

Milani, 1990).

Com base em experimentos de laboratório Milani, (1987) afirma que

sob condições de tração uma superfície se rompe num sistema de falhas

normais e perpendiculares a direção do esforço. Em ambientes extensionais as

feições mais marcantes são os falhamentos normais (Milani, 1987, 1990;

Gawthorpe & Leeder, 2000; Allen & Allen, 2005; Bridge & Demicco, 2008),

tendo estes falhamentos uma relação direta com o campo de tensão gerador


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(Milani, 1990). A disposição das estruturas principais é portanto previsível e

relativamente simples podendo contanto, ter o seu padrão alterado devido à

interação com zonas de fraqueza preexistentes ou com a variação do campo

de tensão (Loczy & Ladeira, 1976; Milani, 1987; Ingersoll & Busby, 1995).

As placas tectônicas promovem movimentos horizontais na litosfera

que induzem movimentos verticais acompanhados por mudanças na espessura

da crosta e ajustes isostáticos. Estes movimentos promovem soerguimentos e

subsidências na superfície da litosfera que criam áreas fonte para os

sedimentos e espaço de acomodação respectivamente (Dickinson 1974; 1976,

apud Ingersoll & Busby, 1995; Milani, 1990; Chang et al., 1991, apud Soares,

2000; Allen & Allen, 2005).

3.2 BACIAS DO TIPO RIFTE.

De acordo com Sengor, (1995) os riftes consistem em depressões

alongadas limitadas por falhas, com notável afinamento da litosfera gerado

durante o seu desenvolvimento. Estas bacias sedimentares são encontradas

em todos os ambientes tectônicos e em todos os estágios de desenvolvimento

do Ciclo de Wilson (Burke, 1978 apud Sengor, 1995), sendo porem,

característicos de ambientes extensivos (Milani, 1987; Destro, 2002).

Devido à vasta distribuição na superfície da Terra, e por serem

eficientes na preservação do registro sedimentar os riftes constituem peças

importantes para o estudo da historia da terra (Sengor, 1995), em especial com

relação a ambientes extensionais (Milani, 1987; Sengor, 1995). Adicionam-se a

estas características as vastas reservas econômicas de hidrocarbonetos, água

(Gawthorpe & Leeder, 2000) e insumos minerais para construção civil

(Gonçalves et al., 2008).

A arquitetura básica de bacias tipo rifte aceita atualmente é de um

meio-graben com uma borda de falha com grande rejeito vertical e outra

flexural (Leeder & Gawthorpe, 1987; Milani, 1987; Magnavita & da Silva, 1995;

Sengör, 1995; Ingersoll & Busby, 1995; Gawthorpe & Leeder, 2000; Destro,

2002; Bridge & Demicco, 2008). As falhas normais predominam em relação à

falhamentos reversos e transcorrentes (Milani, 1987, 1990; Gawthorpe &


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Leeder, 2000). As falhas transcorrentes têm papel importante permitindo a

acomodação da extensão interna, condicionando a formação de sistemas

petrolíferos importantes, e funcionando como marcadores da direção de

abertura da bacia (Milani, 1990; Destro, 2002; Acocella et al., 2005).

Segundo Destro, (2002) os riftes podem ser classificados quanto ao

ângulo formado entre a direção de distensão e a direção do eixo dos riftes,

sendo separados em: (i) ortogonais, quando a relação entre o eixo do rifte e a

direção da distensão é aproximadamente 90°; e (ii) oblíquos, quando o ângulo

é menor que 90°, sendo este último aplicado à bacia do Recôncavo. (Figura

3.1).

Sengör, (1995) promove uma classificação de riftes em três grandesgrupos de acordo com as suas características (i) geométricas, que relaciona os

riftes a sua apresentação em mapa (isolados, em cadeia, em rede, entre

outras); (ii) cinemáticas, relacionado ao ambiente de instalação do rifte dentro

do ciclo de Wilson (intraplaca, convergente, divergente) e (iii) dinâmicas, que

relaciona os riftes ao seu esforço gerador (ativo e passivo); adicionando a estas

a classificação (iv) estrutural de Buck, (1991, apud Sengör, 1995) que

diferencia os riftes quanto ao fluxo de calor e espessura da crosta (tipo

Figura 3.1 – Modelo esquemático para riftes oblíquos. Destro, (2002) adaptado de McClay &White, (1995).


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africano, tipo americano e tipo egeu). Tais classificações são mais adequadas

a grupos de riftes (tafrogenos) do que a riftes individuais (Sengör, 1995).

3.3 DEFORMAÇÃO RÚPTIL EM BACIAS DO TIPO RIFTE.

Em ambientes extensionais os falhamentos normais são

predominantes (Milani, 1987, 1990; Gawthorpe & Leeder, 2000). Estas falhas

são caracterizadas por possuir o eixo de tensão principal máxima (σ1) vertical e

o eixo de tensão mínima (σ3) praticamente horizontal (Loczy & Ladeira, 1976;

Milani, 1990, Nieto-Samaniego 1999). O eixo de tensão principal máxima pode

mudar localmente devido a dinâmica interna da interação entra falhas (Destro,

2002). (Figura 3.2)

Nas bacias sedimentares as falhas normais apresentam geometria

planar ou lístrica, sendo a geometria lístrica mais adequada por possibilitar uma

melhor acomodação da extensão (Milani, 1990; Destro, 2002). Quanto à

posição espacial as falhas podem ser classificadas em sintéticas, quando o seuplano mergulha na mesma direção da falha principal e antitética quando o

Z Y

Figura 3.2 – Relação entre tensores principais (σ1, σ2 e σ3) e deformação (x, y e z) emambientes extensionais. Modificado de Milani, (1987)

Z Y


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mergulho é contrario a falha principal (Milani, 1990). Falhas transversais

também são comuns e possuem papel importante no desenvolvimento dos

riftes (Destro, 2002).

Falhas transversais são reconhecidas por se apresentaremdispostas em alto ângulo com as falhas normais dominantes da arquitetura dos

riftes, as quais condicionam o seu eixo (Destro, 2002; Morley et al., 1990, apud

Destro et al., 2003). São consideradas como estruturas de acomodação ou de

transferência interna das bacias tipo rifte (Destro, 2002).

Vários tipos de falhas transversais são descritas na literatura sendo

individualizadas quanto a sua gênese, disposição ou interação com as falhas

principais (Destro, 2002; Destro et al., 2003). Dentre os tipos de falhastransversais descritos como: falhas de transferência, (Gibbs, 1984; Lister et al.,

1986, apud Destro, 2002); falhas transversas, (Letouzey, 1986; Colletta et al.,

1988, apud Destro, 2002); cross fault , (Morley et al., 1990, apud Destro, 2002);

falhas de transferência hard-linked , (Walsh & Watterson, 1991; McClay & Khalil,

1998, apud Destro, 2002); falhas de alívio, (Destro, 1995, apud Destro, 2002)

os principais representantes na Bacia do Recôncavo são as falhas de alivio e

as falhas de transferência (Destro, 2002). As falhas de alívio são falhas transversais, geralmente normais ou

normal-oblíquas, que se formam no bloco baixo de falhas normais de rejeito

relativamente grande, devido ao o seu abatimento diferencial desenvolvendo-

se preferencialmente nos riftes ortogonais (Destro, 2002). Falhas de

transferência são falhas dominantemente direcionais, que se desenvolvem em

função de variações de estilo ou de magnitude de deformação ao longo dos

riftes, desenvolvendo-se principalmente nos riftes oblíquos (Destro, 2002).Estas falhas apresentam muitas vezes maior importância econômica do que os

grandes falhamentos normais (Destro, 2002; Destro et al., 2003).

Para Gawthorpe & Leeder, (2000) uma evolução de bacia

extensional tipo rifte passa por quatro estágios principais de evolução regidos

pelo desenvolvimento dos grandes falhamentos normais, constituindo a fase de

(i) iniciação (start ), com o inicio do rebaixamento de bacias individuais; (ii) de

interação e conexão (conection e interation stage), no qual ocorre oalargamento dos depocentros; (iii) falhamentos contínuos (throug going stage),


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quando se definem as arquiteturas em meio-graben e (iv) morte (deth stage)

quando o espaço de acomodação da bacia passa a ser preenchido

rapidamente. Estes estágios possuem características distintas relacionadas

principalmente ao desenvolvimento dos grandes falhamentos normais

estruturantes das bacias rifte (Leeder & Gawthorpe, 1987).

3.4 FLUXOS GRAVITACIONAIS EM BACIAS DO TIPO RIFTE

Os sedimentos podem ser transportados por influencia da gravidade

tanto como um bloco coeso (deslizamentos e escorregamentos) quanto com

grãos suspensos em água ou no ar (fluxo de detritos, fluxo de grãos, correntes

turbidíticas, entre outros) (d’Ávila & Paim, 2003; Giacomel, 2005;

Shanmungam, 2006). Estes processos são conhecidos como fluxos

gravitacionais uma vez que a força motora que impulsiona os fluxos é a

aceleração da gravidade (d’Ávila & Paim, 2003; Middleton & Hampton, 1976

apud Giacomel, 2005).

Shanmungam, (2006) fazendo uma revisão dos mecanismos

disparadores de fluxos gravitacionais relaciona estes a: mudanças eustáticas

no nível do mar (Daly, 1936 apud Shanmungam, 2006), a terremotos (Heezen

& Ewing, 1952 apud Shanmungam, 2006; Posamentier & Walker, 2006), a

diapiros de sal (Tripsanas et al., 2004 apud Shanmungam, 2006), a

colapsamento de frentes deltaicas (Coleman & Prior, 1982, apud

Shanmungam, 2006; Normark & Piper,1991 apud Giacomel, 2005), a tsunamis

(Gutenberg, 1939 apud Shanmungam, 2006; Normark & Piper,1991 apud

Giacomel, 2005), a atividades vulcânicas (Milne, 1897 apud Shanmungam,

2006; Normark & Piper, 1991 apud Giacomel, 2005), entre outros.

Lowe, (1982) sugere poder haver uma evolução completa de um

fluxo, iniciando como um fluxo coesivo, passando a fluxo de grãos, correntes

de turbidez de alta densidade, fluxos liquefeitos e, por fim, uma corrente de

turbidez de baixa densidade. Num esquema mais simplista Shanmungam,

(2006) demonstra esta evolução entre os fluxos gravitacionais. (Figura 3.3).


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Dentre os principais tipos de fluxos gravitacionais estão as correntes

de turbidez (turbidity current ) que serão focadas neste trabalho por consistirem

nos principais processos atuantes na deposição dos sedimentos na área de

estudo, tendo os escorregamentos e deslizamentos papel importante porém

com presença localizada em estruturas intra-estratais.

3.4.1 Turbiditos.

As correntes de turbidez são fluxos gravitacionais bipartidos com

uma base laminar, e uma porção superior diluída e turbulenta, sendo o

sedimento suportado pela turbulência do escoamento (Paim et al., 2003). Estas

correntes são as responsáveis pela deposição dos turbiditos (Shanmungam,

2000; Paim et al., 2003; Giacomel, 2005)

Os mecanismos de disparo destas correntes podem ser os mais

variados (terremotos, colapsos de sedimento, ondas de tempestade, etc.)

sendo comumente derivada de outros fluxos de detritos (Shanmungam, 2000;

Paim et al., 2003)

As correntes turbidíticas são compostas por três regiões (Paim et al.,

2003; Giacomel, 2005; Dias, 2011)

Figura 3.3 – Evolução de um fluxos gravitacionais sub-aquosos indicando o comportamento dofluido. Modificado de Shanmungam, (2006),adaptado de Lowe, (1982).

Fluxode detrito


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a) Distal ou cabeça, consiste na parte frontal, em geral, a mais

turbulenta, contém a maior carga sedimentar (Dias, 2011). Esta parte é a maior

responsável pela erosão do substrato inferior (Simpson, 1997, apud Giacomel,

2005);

b) Media ou corpo, que se segue à parte frontal, é o principal sitio de

deposição dos turbiditos (Giacomel, 2005);

c) Proximal ou cauda, representa o final do fluxo turbiditico, local

onde se depositam principalmente os materiais finos (Giacomel, 2005) e a

espessura e a concentração sedimentar vão diminuindo gradualmente com a

distância à parte frontal (Dias, 2011).

Bouma, (1962 apud Giacomel, 2005) propõe um modelo

deposicional para turbiditos dividindo estes depósitos em cinco intervalos

individualizados por suas estruturas internas que, por sua vez, esta diretamente

ligada a população de grãos do deposito. (Figura 3.5).

O primeiro intervalo de Bouma, da base para o topo, é representado

por uma porção basal maciça com gradação normal (Ta); seguida por arenitos

com laminação paralela (Tb); em contato gradacional com arenitos com

Figura 3.4 – Seqüência de Bouma completa com intervalos (Ta) (correntes de altadensidade) e Tb-e (correntes de baixa densidade desacelerantes). Modificado dePosamentier & Walker (2006).


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laminação cavalgantes e onduladas gerada por ripples (Tc), siltitos e argilitos

(lamitos) hemipelágicos associados aos turbiditos com laminações plano-

paralelas (Td) e por fim lamitos pelágicos laminados (Tet) ou maciços (Teh).

(Figura 3.5) (Giacomel, 2005; Paim et al., 2003; Shanmugam, 2006;

Posamentier & Walker, 2006). O intervalo Ta é interpretado como resultado de

corrente de turbidez de alta densidade e o restante (Tb-Te) como resultado da

corrente de turbidez

monografia lucas - texto final - teste

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