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CAIO MUELLER MAIA
CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL, GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA,
DAS FORMAÇÕES TOMBADOR E AÇURUÁ NA REGIÃO SUL DO
MUNICÍPIO DE LENÇÓIS, CHAPADA DIAMANTINA-BA
SALVADOR - BA
2011
UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA (UFBA)
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA
2
CAIO MUELLER MAIA
Caracterização Estrutural, Geométrica e Cinemática, das
Formações Tombador e Açuruá na região sul do município de
Lençóis, Chapada Diamantina-Ba
Projeto monográfico apresentado à
Universidade Federal da Bahia,
pertencente ao componente curricular do
Trabalho final de graduação II, como parte
dos requisitos para obtenção do título de
Bacharel em Geologia.
Orientador: Prof. Dr. Carlson Matos Maia Leite
Salvador-Ba
2011
3
TERMO DE APROVAÇÃO
CAIO MUELLER MAIA
CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL, GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA,
DAS FORMAÇÕES TOMBADOR E AÇURUÁ NA REGIÃO SUL DO
MUNICÍPIO DE LENÇÓIS, CHAPADA DIAMANTINA-BA
Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de
Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
______________________________________________________________________
1° Examinador – Profº. Dr. Carlson de Matos Maia Leite - Orientador
Instituto de Geociências, UFBA/Petrobrás
______________________________________________________________________
2º Examinadora - Profª Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz
Instituto de Geociências, UFBA.
______________________________________________________________________
3º Examinador – Geol. Msc. Reginaldo Alves dos Santos
Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM)
Salvador, 06 de Julho de 2011.
4
AGRADECIMENTOS
Ao longo desses anos, compreendi quão magnífico é o estudo da terra. Primeiramente,
agradeço a Deus o privilégio de viver e as preces alcançadas. À minha querida mãe, minha
maior fonte de amor e carinho, por estar sempre ao meu lado e por ser um exemplo de mulher.
Dedico a você essa conquista! Ao meu pai, pela amizade, pelos bons momentos e por
acreditar no meu potencial. A Valério, meus agradecimentos pelo apoio, ajuda e por se
preocupar com meu sucesso. À minha avó Jura, pelo colo acolhedor e pelo imenso carinho. À
minha namorada Juliana, pelo companheirismo, atenção e, sobretudo, pelo amor.
Agradeço a ANP e aos administradores Heidson Sato e Cícero Paixão por todo o apoio
financeiro e logístico para a realização dessa pesquisa. Aos meus orientadores Carlson Leite e
Jorge Magalhães que tiveram um papel significante para que esse trabalho fosse realizado,
com muita dedicação e paciência para esclarecer todas as dúvidas pertinentes. Ao Sr. Luiz
Krug por fornecer todo o apoio às atividades de campo com seus ensinamentos geológicos e
experiências adquiridas ao longo dos anos na região da Chapada Diamantina. Também aos
professores Ângela, Simone, Telésforo, Aroldo Misi, Haroldo Sá, Flávio, Marcelo, Zoltan e
outros, por exercerem a profissão com muita dignidade e dedicação.
Aos amigos da faculdade: Antonio Jorge, Asafe, Antônia, Artur, Danilo, Fabiane,
Gleice, Jaime, Josafá, Lucas Gontijo, Murilo, Moutinho, Paulo, Nelize, Pedro, Silvandira,
Valter e tantos outros, por trilharem comigo nesta jornada. Por fim, aos amigos geólogos:
Karlos Gouthiers, Deivson Lucas, Adriano Belitardo, Jofre Borges, Fabiano, Michel Brum,
Janaína, Mateus Aragão, Cleison e Michele, eu nunca esquecerei os bons momentos vividos.
Minhas desculpas aos que agora não me vieram à memória.
5
―A coisa mais bela que podemos experimentar é o mistério. Essa é a fonte de toda a arte e
ciências verdadeiras.‖
(Albert Einsten)
6
RESUMO
As formações Tombador e Açuruá englobam as sequências siliciclásticas de idade
mesoproterozóica do Supergrupo Espinhaço e estão localizadas no domínio oriental da
Chapada Diamantina, centro-oeste do Cráton do São Francisco. Este domínio apresenta um
relevo modelado por extensas cristas paralelas e vales estreitos que refletem a ocorrência das
estruturas rúpteis e rúpteis-dúcteis, de direção predominante NNW-SSE. Além disso, hospeda
ainda um trend de mega-dobramentos, definidos por amplos anticlinais e sinclinais
alternados. Na área de estudo, desenvolveu-se, como principal estrutura, o Anticlinal do Pai
Inácio. O objetivo geral deste trabalho foi aplicar a ferramenta de análise estrutural,
geométrica e cinemática, identificando, mapeando e interpretando as estruturas de deformação
sin-sedimentar e as de origem secundária, essa última subdividida em dúcteis, rúpteis-dúcteis
e rúpteis, além da elaboração de um modelo de evolução deformacional simplificado. Desse
modo, a análise estrutural foi caracterizada a partir do estudo de diferentes tipos de estruturas,
enfocando desde a mega-escala, com observação de lineamentos estruturais, em imagens de
satélite e fotografias aéreas, até a escala de afloramento. A análise dos lineamentos estruturais
revelou quebras negativas de relevo, feições lineares de drenagens e vales, que representam
falhamentos direcionais, e foram agrupados em três classes: NW-SE, N-S e W-E.
Considerando a situação da área em relação ao contexto da bacia, bem como a disposição das
principais estruturas em relação à sua situação geotectônica, sugere-se que a área de estudo
tenha sido afetada por dois estágios deformacionais (D1 e D2) incluídos em uma fase
deformacional, durante o Neoproterozóico. O D1 compreende um estágio de deformação
compressional onde se nucleou o dobramento (D1), correspondente ao Anticlinal do Sincorá,
e uma série de estruturas localizadas nos flancos dessa dobra, tais como: juntas associada ao
dobramento, dobras subsidiárias, dobras em kink e falhas de empurrão. As fraturas
relacionadas a esse estágio compreendem juntas de extensão que são representadas pelas
fraturas longitudinais, transversais e diagonais ao eixo do anticlinal do Pai Inácio. O D2
compreende um estágio de deformação que é representado por uma transcorrência regional
sinistral e transtassiva. Pode ser vista como uma manifestação, no interior do Cráton do São
Francisco, dos processos geradores das faixas Rio Preto e Riacho do Pontal, a norte, que
estruturaram com falhas de empurrão e dobras com vergência para sul, os metacarbonatos do
Supergrupo São Francisco. Foi acomodado na forma de zonas de cisalhamento rúpteis e
regionais nas rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço. Observou-se neste
trabalho a falha do Rio São João de movimento transcorrente e cinemática sinistral que
bordeja a norte a Serra do Sincorá, sendo responsável pela estruturação da serra,
principalmente com o desenvolvimento de falhamentos de direção NNW-SSE. A partir do
padrão de abertura dos vales e o sistema de fraturas e/ou falhamentos com cinemáticas, pode-
se sugerir uma tectônica rúptil de cisalhamentos Riedel para a explicação da estruturação da
Serra do Sincorá.
Palavras-Chave: Formações Tombador e Açuruá; Análise Estrutural; Modelo de Evolução
Deformacional.
7
ABSTRACT
The Tombador Formation and Açuruá Formation are siliciclastic sequences of
Mesoproterozoic age. They represent sediments of Espinhaço Supergroup in the area east of
the Chapada Diamantina, west-central San Francisco cráton. The area, east of the Chapada
Diamantina, shows a relief composed by mountain ranges and narrow valleys that reflect
structures brittle-ductile and brittle, origins in predominant direction NNW-SSE. This domain
also hosts a trend of megas-folds, defined by broad anticlines and synclines. In the study area,
the main mega-fold is the Pai Inácio Anticline. The overall objective of this study has been to
apply the tool of structural analysis, geometric and kinematics, identifying, mapping and
interpreting the syn-sedimentary and secondary structures, the latter subdivided into ductile,
brittle-ductile and brittle, ones. The study has also allowed to suggest a simplified model for
the deformational evolution of the region. Thus, structural analysis was held based on the
study of different types of structures, with observations and treatment of structural lineaments
on satellite images and aerial photographs, and also at scales of outcrops. The analysis of
structural lineaments revealed negative relief breaks that represent directional faults, and are
grouped into three classes: NW-SE, N-S and W-E. Considering the situation of the area
studied in relation to the context of the basin, as well as the willingness of major structures in
relation to its geotectonic situation, it is suggested that the study area has been affected by at
least two deformational stages (D1 and D2) included in a deformation phase during the
Neoproterozoic. The D1 comprises a stage of compressional deformation where the fold (D1)
was formed, corresponding to the Pai Inácio Anticline and a series of structures located on the
flanks of folds, such as: folding with associate relief joint, subsidiaries folds, kink folds and
thrust faults. Fractures related to this stage correspond to extension fractures and are oriented
in longitudinal, transverse and diagonal in relation the anticline Sincorá axis. The D2 is
represented by strike-slip faults of sinistral kinematics. It is compressions of the Rio Preto and
Riacho do Pontal selts in the northern board of São Francisco cráton. This belt comprises
thrust faults and folds that propagation to the cráton, including the metacarbonatic of the São
Francisco Supergroup. These propagation were accommodates brittle and plastic-brittle (shear
zones) with the Supergroup metasedimentary rocks of Espinhaço. In the study area, the D2
stage is represented by the Rio São João Fault with kinematic strike-slip sinistral movement
which borders the north of the Sierra Sincorá. This fault responsible for structuring the
development of faults of NNW-SSW trend. From the patterns of valleys and the open
fractures with kinematic system, it can be suggested a brittle and plastic-brittle tectonic Riedel
shear to explain the structure of Sincorá Range.
Keywords: The Tombador Formation and Açuruá Formation; Structural Analysis; Model
Evolution deformation.
8
LISTA DE FIGURA
Figura 1. a) Mapa de Situação e b) Mapa de localização da área de estudo, com as principais
vias de acesso............................................................................................................................15
Figura 2. Fluxograma das etapas de trabalho............................................................................18
Figura 3. O Cráton do São Francisco no cenário do Gondwana, reconstruído pela justaposição
de modelos digitais de terreno da porção leste do Brasil e costa oeste
africana......................................................................................................................................22
Figura 4. O Cráton do São Francisco e suas faixas de dobramentos marginais, em destaque a
área de estudo............................................................................................................................23
Figura 5. Carta estratigráfica das bacias Espinhaço e São Francisco para o domínio da
Chapada ....................................................................................................................................25
Figura 6. Mapa Geológico da Chapada Diamantina – Bahia....................................................27
Figura 7. Coluna estratigráfica do Grupo Rio dos Remédios...................................................30
Figura 8. Quadro com as propostas para a coluna estratigráfica do Supergrupo Espinhaço, na
Chapada Diamantina.................................................................................................................31
Figura 9. Coluna Estratigráfica do Grupo Chapada Diamantina..............................................33
Figura 10. Coluna estratigráfica do Supergrupo São Francisco................................................34
Figura 11. Coluna estratigráfica da Formação Açuruá.............................................................37
Figura 12. Plotagem das medidas de paleocorrentes na Formação Açuruá em rosáceas de
direção, hemisfério inferior, com direção preferencial para sudeste........................................39
Figura 13. Coluna estratigráfica da Formação Tombador, na seção realizada ao longo da BR –
242.............................................................................................................................................40
Figura 14. Ilustração das litofácies conglomeráticas da Formação Tombador, em relação a sua
composição, textura e estrutura sedimentar..............................................................................44
Figura 15. Plotagem das medidas de paleocorrentes na Formação Tombador.........................45
Figura 16. Mapa Geológico-Estrutural simplificado da Chapada Diamantina.........................48
Figura 17. Em (a) tem-se o diagrama estereográfico sinóptico das medidas de acamamento
(S0) nas formações Tombador e Açuruá...................................................................................49
Figura 18. Determinação do plano axial de uma dobra simétrica através do eixo e do ponto
médio da abertura da dobra.......................................................................................................50
Figura 19. Classificação das dobras baseadas pelo ângulo interflancos...................................50
Figura 20. Classificação de dobras com base na orientação do mergulho da superfície axial X
caimento ou Pitch da linha de charneira...................................................................................51
9
Figura 21. Mapa esquemático das cinemáticas dos sistemas de fraturamentos
regionais....................................................................................................................................52
Figura 22. Modelo idealizado do Cisalhamento de Riedel.......................................................53
Figura 23. Em (a) tem-se o diagrama estereográfico sinóptico das medidas dos flancos das
dobras nos metarenitos da formação Tombador ......................................................................61
Figura 24. Em (a) tem-se rosetas dos veios de quartzo nas rochas da formação Tombador e
Açuruá. Em (b) diagrama estereográfico sinóptico dos veios de
quartzo.......................................................................................................................................66
Figura 25. Rosetas e diagramas estereográficos sinópticos das fraturas sinistrais (a) e dextrais
(b) nas rochas da formação Tombador e Açuruá......................................................................69
Figura 26. Estereogramas para as famílias de falhas/fraturas sinistrais e dextrais, e suas
respectivas estrias associadas, encontradas na área de estudo..................................................70
Figura 27. Projeção estereográfica dos planos preferenciais das falhas sinistrais e destrais e
suas relações cinemáticas..........................................................................................................71
Figura 28. Em (a) rosetas das fraturas indiscriminadas nas rochas metassedimentares da
formação Tombador e Açuruá. Em (b) diagramas estereográficos sinóptico das fraturas
indiscriminadas nas formações Açuruá e Tombador................................................................72
Figura 29. Diagramas de rosetas para a direção das bandas de cisalhamento (shear bands) nas
Formações Tombador e Açuruá................................................................................................76
Figura 30. Ilustração esquemática da disposição das estruturas deformacionais do estágio
deformacional D1......................................................................................................................84
Figura 31. Arranjo dos veios e diques máficos no dobramento D1..........................................85
Figura 32. Ilustração esquemática da disposição das estruturas deformacionais do estágio
deformacional D2......................................................................................................................86
10
LISTA DE FOTOGRAFIAS
Foto 1. Visão Geral do eixo do anticlinal do Pai Inácio alinhado seguindo um trend N-S,
levemente NE-SW.....................................................................................................................37
Foto 2. Fácies metarenito fino de coloração roxa localizado no perfil Cachoeira da
Fumaça......................................................................................................................................38
Foto 3. Metarenitos da Formação Tombador com estruturas do tipo bandas de maré (―tidal
bundles”), típicas de ambiente sedimentar estuarino, localizado no Morro do Pai Inácio.......41
Foto 4. Estruturas do tipo marcas de ondas (ripples simétricos) localizados nos metarenitos da
Formação Tombador, próximo ao rio Mucugêzinho................................................................42
Foto 5. Metarenitos eólicos bimodais da Formação Tombador com estratificações cruzadas de
grande porte (elemento arquitetural duna) e plano-paralelas....................................................43
Foto 6. Metaconglomerados polímiticos da Formação Tombador, apresentando seixos de
composições mineralógicas e colorações diferenciadas, localizados no leito do rio
Lençóis......................................................................................................................................44
Foto 7. Diques de rochas máficas preenchendo o padrão de fraturamento E-W nas rochas
metassedimentares da Formação Açuruá, localizada nas proximidades do Morrão.................46
Foto 8. Dobras convolutas e estruturas de carga nos metarenitos da Formação Tombador,
localizados no leito do rio Lapão..............................................................................................56
Foto 9. Visão lateral do afloramento com fault propagation fold associado a falha inversa
(reverse drag fold), com movimentos dirigidos para oeste-sudoeste......................................58
Foto 10. Visão lateral de afloramento com fault propagation fold localizado no leito do Rio
Ribeirão....................................................................................................................................59
Foto 11. Fraturas, de atitude N150/45SW, abertas preenchidas por sílica entre as superfícies
de acamamento dobrada nos metarenitos fluviais da Formação Tombador.............................60
Foto 12. Kink Band na Formação Tombador, ao longo da seção realizada no Rio Ribeirão...62
Foto 13. Presença de pseudotaquilitos preenchendo as fraturas de direção N230 e deslocando
os seixos com cinemática destral, nos metaconglomerados da Formação Tombador..............63
Foto 14. Estruturas tipo Tension Gashes sugestiva de cinemática sinistral, nos metarenitos da
formação Tombador..................................................................................................................64
Foto 15. Estruturas do tipo juntas estilolíticas, ocorrem na fácies eólico/fluvial na formação
Tombador..................................................................................................................................65
11
Foto 16. Veios de quartzo com estrias de deslizamento definidas por quartzos fibrosos,
dispostos em painéis e degraus (steps). Localizado no leito do rio Capivara...........................67
Foto 17. Degraus em plano de fraturas de cisalhamento na Formação Açuruá com sentido da
movimentação relativa sinistral ...............................................................................................68
Foto 18. Marcas de juntas plumosas instaladas nos planos de fraturas de direção
N190º/60ºNW, nas fácies deltaicas da formação Açuruá.........................................................73
Foto 19. Par conjugado de juntas em ―X‖, marcadoras dos tensores de máxima compressão e
máxima distensão......................................................................................................................73
Foto 20. Vista em planta de zona de cisalhamento rúptil NW-SE (juntas extensionais
escalonadas) em metarenito da Formação Tombador...............................................................74
Foto 21. Bandas de cisalhamento de direção N90, localizado no leito do rio Lençóis.............75
Foto 22. Bandas de cisalhamento de direção N330, localizado no leito do rio Lençóis..........75
Foto 23. Deslocamento de seixos, dos metaconglomerados da Formação Tombador.............77
Foto 24. Falha de direção N350º e movimentação sinistral, com mini falhas antitéticas
destrais nos metaconglomerados da Formação Tombador, localizado no rio Lençóis.............77
12
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO..........................................................................................................13
1.1 Considerações Iniciais...............................................................................................13
1.2 Localização da Região Estudada...............................................................................14
2 OBJETIVOS...............................................................................................................16
2.1 Objetivo Geral...........................................................................................................16
2.2 Objetivos Específicos................................................................................................16
3 JUSTIFICATIVA.......................................................................................................17
4 MATERIAL E MÉTODOS.......................................................................................18
5 GEOLOGIA REGIONAL.........................................................................................22
5.1 Introdução..................................................................................................................22
5.2 Unidades Litológicas da Chapada Diamantina..........................................................24
5.2.1 Embasamento Pré-Espinhaço..................................................................................26
5.2.2 Rochas Granitóides.................................................................................................27
5.2.3 Supergrupo Espinhaço............................................................................................28
5.2.3.1 Sequência Sin-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantina...............................29
5.2.3.2 Sequência Pós-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantia.................................30
5.2.3.3 Sequência da Fase Sinéclise na Chapada Diamantina.........................................32
5.2.4 Supergrupo São Francisco......................................................................................33
5.2.5 Rochas Intrusivas Máficas......................................................................................35
6 GEOLOGIA LOCAL................................................................................................36
6.1 Introdução.................................................................................................................36
6.2 Unidades Litológicas.................................................................................................36
6.2.1 Grupo Paraguaçu....................................................................................................36
6.2.1.1 Formação Açuruá................................................................................................36
6.2.2 Grupo Chapada Diamantina...................................................................................39
6.2.2.1 Formação Tombador...........................................................................................39
6.3 Rochas Máficas Intrusivas........................................................................................45
7 GEOLOGIA ESTRUTURAL ..................................................................................47
7.1 Considerações Iniciais...............................................................................................47
7.2 Análises de Imagens e Lineamentos Estruturais.......................................................54
7.3 Análise Geométrica e Cinemática das Estruturas Identificadas................................54
7.3.1 Estruturas de Deformações Sin-Sedimentar...........................................................55
7.3.2 Estruturas Dúctil-Rúpteis.......................................................................................57
7.3.3 Estruturas Rúpteis..................................................................................................67
7.4 Petrografia e Microestruturas....................................................................................78
7.4.1 Petrografia..............................................................................................................78
7.4.1.1 Formação Açuruá................................................................................................78
7.4.1.2 Formação Tombador............................................................................................79
7.4.2 Microestruturas.......................................................................................................79
7.5 Integração das Estruturas Mapeadas no Campo e Evolução Deformacional............82
8 CONSIDERAÇÕES FINAIS....................................................................................88
REFERÊNCIAS............................................................................................................91
ANEXOS........................................................................................................................99
13
1 INTRODUÇÃO
1.1 Considerações Iniciais
Entre as províncias estruturais brasileiras definidas por Almeida et al., (1977),
destaca-se a Província São Francisco, que está situada no Escudo Atlântico e coincide com o
Cráton do São Francisco. Os Crátons são hoje entendidos como as porções mais interiores e
estáveis das placas que, ao final do Neoproterozóico, se amalgamaram através de uma série de
colisões diacrônicas para formar a porção ocidental do continente Gondwana (ALKMIM,
2004).
O Bloco Gavião (BG) é truncado por um rifte abortado, denominado Aulacógeno do
Paramirim (PEDROSA-SOARES et al., 2001) e orientado segundo norte-sul (N/S) a
noroeste-sudeste (NW/SE), no qual se depositaram os protólitos do Supergrupo Espinhaço
(Paleo a Mesoproterozóico) e São Francisco (Neoproterozóico) No setor norte do Cráton do
São Francisco, o Supergrupo Espinhaço aflora em dois domínios tectônicos: o Espinhaço
Setentrional e a Chapada Diamantina, ambos depositados no Aulacógeno do Paramirim. Na
porção oriental desse aulacógeno ocorre uma zona de deformação de orientação NNW-SSE
que é denominada de Corredor de Deformação do Paramirim (ALKMIM et al., 1993). Nesse
corredor de deformação estão contidos o cinturão de dobramentos e cavalgamentos do
Espinhaço Setentrional, na sua íntegra, e o cinturão de dobramentos e cavalgamentos da
Chapada Diamantina.
A Chapada Diamantina foi dividida em dois domínios principais separados pelo
lineamento Barra do Mendes-João Correia, denominados de Ocidental e Oriental (JARDIM
de SÁ et al., 1976). O Domínio Oriental é representado pela Formação Açuruá (Grupo
Paraguaçu) e pelas formações Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu (Grupo Chapada
Diamantina), que afloram na Serra do Sincorá.
A Formação Açuruá, denominada também de Formação Guiné, é representada por
depósitos deltáicos (PEDREIRA, 1994) em um contexto tectônico de bacia flexural pós-rifte
(GUIMARÃES et al., 2005). A Formação Tombador é representada por depósitos de
ambientes distintos: leque aluvial, eólico, estuarino, litorâneo e marinho (CASTRO, 2003) em
um contexto tectônico de bacia tipo sinéclise (GUIMARÃES et al., 2005). As duas formações
estão situadas na área em estudo.
14
O domínio fisiográfico da Chapada Diamantina apresenta um relevo modelado por
extensas cristas paralelas a vales estreitos que refletem o padrão estrutural da área, definido
pela presença de amplos sinclinais e anticlinais (GUIMARÃES et al., 2005). São
predominantes estruturas tipo dobras regionais de caimento duplo, falhas de empurrão e uma
grande variedade de feições de menor escala, todas orientadas preferencialmente segundo
NNW-SSE com vergência para leste, compondo um cinturão de deformação em seu estágio
embrionário de desenvolvimento (DANDERFER et. al., 1993). Esse cinturão de
cavalgamentos e dobramentos é um dos registros da inversão do Aulacógeno do Paramirim
durante o Neoproterozóico (DANDERFER, 1990; CRUZ & ALKMIM, 2006).
Através das pesquisas de campo investigou-se as deformações nas formações
Tombador e Açuruá na porção norte da Serra do Sincorá. A pesquisa foi realizada a partir do
levantamento, análise e interpretação de dados estruturais coletados, tanto em imagens aéreas
e de satélites quanto nos afloramentos, onde foram reconhecidas e descritas as estruturas
primárias (sedimentares) e secundárias (deformacionais).
1.2 Localização da Região Estudada
A área em estudo está situada na Serra do Sincorá, Chapada Diamantina – Bahia, nas
proximidades da cidade de Lençóis. A área corresponde à porção centro-norte da serra, com
coordenadas entre 12° 31´30´´S – 12° 37´30´´S (latitude) e 41° 31´30´´W – 41° 23´00´´W
(longitude) (Fig. 1).
A partir de Salvador, o acesso se dá através da BR-324 até Feira de Santana. Após a
cidade de Feira de Santana, têm-se duas opções:
i) seguir pela BR-116 até o entroncamento com a BR-242. Depois seguir nesta
estrada em direção a Seabra. Nesse percurso a distância de Salvador a Lençóis fica
aproximadamente 402 Km;
ii) seguir pela BR-116 até o entroncamento com a BA-052. Nessa estrada seguir até a
cidade de Ipirá, onde se deve prosseguir pela BA-488 até Itaberaba, e de lá, através
da BR-242, segue-se em direção a Seabra. Nesse percurso, a distância de Salvador
a Lençóis fica aproximadamente 424 km. (Fonte: http://viagemefotos.com,
acessado em 7 set/2010).
15
No interior da Chapada Diamantina, o acesso se faz através de rodovias secundárias,
em geral não pavimentadas. Os principais centros urbanos situados na área de trabalho são as
cidades de Lençóis, Palmeiras, e a vila de Caeté-Açu (Capão). O acesso por via aérea de
Salvador para Lençóis é feito por vôos regulares para o Aeroporto Horácio de Matos
(Lençóis).
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BR-242
BA-242
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41°13'30"W
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Área de Estudo
Estradas Secundárias
BR-242
Figura 1. a) Mapa de situação da área de estudo; b) Mapa de localização, com as principais vias de acesso.
a)
b)
16
2 OBJETIVOS
2.1 Objetivo Geral
A partir da excelente exposição das rochas das formações Açuruá e Tombador, na
região da Chapada Diamantina Oriental, objetivou-se aplicar a ferramenta de análise
estrutural, buscando identificar, mapear e analisar feições estruturais na porção norte do
anticlinal do Pai Inácio. Com o apoio dessa ferramenta, procura-se contribuir para a
otimização do conhecimento da evolução estrutural e tectônica da Serra do Sincorá.
2.2 Objetivos Específicos
A pesquisa tem como objetivos específicos:
(i) caracterizar o arranjo das macroestruturas geológicas e das suas configurações
geométricas e cinemáticas;
(ii) estudar a diversidade de estruturas presentes na Serra do Sincorá e suas proximidades,
na tentativa de correlacioná-las com o grande lineamento da falha de São João;
(iii) caracterizar as microestruturas e a petrologia sedimentar e/ou metamórfica em
lâminas delgadas;
(iv) elaborar um modelo simplificado de evolução deformacional da região supracitada,
na escala de 1:60.000, com base nos dados estruturais coletados e suas relações
hierárquicas.
17
3 JUSTIFICATIVA
A área de estudo preserva um grande acervo de dados geológicos como material
didático para estudos no ramo da sedimentologia, estratigrafia e geologia estrutural,
consideradas de suma importância para a formação de geólogos na área de petróleo e gás,
objetivo do PRH-ANP (Projeto de Recursos Humanos - Agência Nacional do Petróleo). Este
trabalho propõe o mapeamento das estruturas deformacionais presentes nas rochas
metassedimentares (Formações Açuruá e Tombador) que afloram na porção norte dessa bacia,
o que contribui na construção do conhecimento científico da análise estrutural na região em
estudo. O estudo do arcabouço estrutural de uma bacia sedimentar permite uma maior
compreensão quanto aos processos estruturais decorrentes dessas deformações ao longo da
sua evolução tectônica, permitindo, assim, compreender o comportamento das rochas e
estruturas associadas. Diversos trabalhos abordaram a estratigrafia, geocronologia e
paleogeografia do setor oriental da Chapada Diamantina, sendo elaborados no intuito de
elucidar a gênese e evolução sedimentar desse setor, todavia, poucos possuíam como foco
principal a evolução estrutural nesse domínio.
18
4 METODOLOGIA DE ESTUDO
Para a realização dessa monografia, foram desenvolvidas tarefas nas seguintes etapas
de trabalho (Fig. 2):
Figura 2. Fluxograma das etapas de trabalho.
Processamento dos dados
estruturais coletados
(STEREONET 3.0)
Atividades Pós-Campo
Coleta de amostras para a
confecção de lâminas delgadas
Medidas de acamamento e
feições estruturais
Atividades de Campo
Processamento digital de Imagens e
Delimitação dos lineamentos
estruturais (ARCGIS 9.2)
)
Levantamentos
Bibliográficos
Confecção e estudo de
laminas delgadas
Elaboração de mapas de
pontos, geológico e
estrutural
Atividades Pré-Campo
Obtenção de imagens de
satélite e fotografias aéreas
Elaboração da Monografia
Interpretações Finais
19
A) Atividades Pré-campo
Consistiu na aquisição, avaliação crítica e sintetização de conhecimentos em geologia
estrutural sobre a área de interesse, bem como a leitura de artigos, dissertações e teses sobre o
tema central da pesquisa. No estudo do sensoriamento remoto foram obtidas imagens de
satélite, na escala de 1:100.000, do tipo SRTM (Shuttle Radar Topography Mission)
(EMBRAPA, 2010), do tipo LANDSAT 5 (Land Remote Sensing Satellite) (INPE, 2010),
além de fotografias aéreas na escala de 1:60.000 (CBPM, 1976). As imagens de satélite
obtidas passaram por um tratamento digital, através do auxílio da ferramenta ARCGIS 9.2®,
uma extensão desenvolvida pelo ESRI®, com a intenção de melhorar a visualização e
caracterização das feições, considerando-se as expressões retilíneas dos elementos de relevo
(cristas, vales e linhas de escarpas). Após o tratamento dessas imagens foram traçados
lineamentos estruturais ainda com auxílio da ferramenta ARCGIS 9.2®. A partir das
informações extraídas, dividiram-se estes lineamentos em tamanho iguais, com objetivo de
atribuir peso as medidas coletadas. Os dados de lineamento foram analisados através de uma
extensão desenvolvida pela Geological Software, disponível na internet, denominado
StereoNet® 3.03 (versão 3.2, for Windows®, Ivar Steinsund 1992-1994), o qual fornece
gráficos de rosetas (diagramas estatísticos) que leva em conta a sua direção e a quantidade de
medidas.
B) Atividades de Campo
Foram realizadas quatro viagens, em um período total de vinte e um dias nos meses de
agosto, setembro e outubro de 2010 e janeiro de 2011, que compreendeu o levantamento de
dados de campo ao longo de estradas, trilhas e drenagens. Os trabalhos de mapeamento foram
realizados através de seções estratégicas, utilizando-se as fotos aéreas, mapas topográficos e
mapas de lineamentos estruturais confeccionados. Durante a realização das seções buscou-se
identificar em cada afloramento as características gerais das rochas (cor, mineralogia,
granulometria, estruturas primárias, dobras, falhas, fraturas, indicadores cinemáticos, dentre
outros) e correlacioná-las com os dados apresentados por trabalhos realizados na região.
Também envolveu o reconhecimento das estruturas primárias, assim como a medição
sistemática de elementos estruturais (planares e lineares) (Quadro 1). Além disso, coletou-se
20
amostras de rochas em locais definidos como flancos de dobras, zonas de cisalhamento, locais
de alteração hidrotermal intensificada (tipo silicificação), etc, onde foram confeccionadas
lâminas delgadas para identificação e análise das microestruturas presentes, e da sua
composição mineral.
C) Tratamento de Dados
Com o objetivo de organizar a informação adquirida para posterior análise e
interpretação, seguiram-se os passos:
- sistematização dos dados estruturais coletados em campo, organizados em tabelas Excel®
(for Windows®);
- processamento dos dados estruturais para a confecção de diagramas estereográficos
sinópticos e análise geométrica-cinemática das mesmas, a partir do programa StereoNet®
(versão 3.2, for Windows®, Ivar Steinsund 1992-1994);
- estudo das microestruturas e composição mineralógica em lâminas delgadas;
- elaboração de mapas temáticos geológicos e estruturais.
Dias de trabalho 4 viagens e 21 dias de campo
Medidas de Estruturas
(acamamento, paleocorrentes,
fraturas, falhas, estrias, Lb, etc)
947 medidas estrututrais
Nº de Amostras Coletadas 10 amostras coletadas
Fotointerpretação na escala
1:60.000 5 fotografias Aéreas (nº 882, 881, 880, 879, 878)
Fotografias tiradas 556 fotografias tiradas
Área em estudo (~ km²) ~ 464 km²
Pontos visitados 72 pontos de controle
Caminhamento (~ km) ~135 km
Quadro 1.Síntese dos trabalhos realizados de campo.
21
D) Análise e Interpretação dos Dados
Nesta etapa procederam-se as análises descritivas e cinemáticas com o objetivo de
caracterizar o padrão estrutural, assim como os possíveis mecanismos atuantes na geração dos
dobramentos, falhamentos e fraturamentos. Para isso foram interpretados os dados coletados
durante as observações diretas no campo. Após a integração de todos os dados, criou-se um
modelo geométrico-cinemático, meramente interpretativo, o qual serviu de sustentação em
relação aos padrões deformacionais que afetaram as unidades geológicas na área de estudo.
22
5 GEOLOGIA REGIONAL
5.1 Introdução
A área de estudo está inserida na porção setentrional do Cráton do São Francisco
(CSF) (ALMEIDA, 1967), centro-norte do Estado da Bahia. O CSF, assim como os demais
dos continentes sul-americanos e africanos, são hoje entendidos como as porções mais
interiores e estáveis das Plataformas Sul-Americana e Africana que ao final do
Neoproterozóico se amalgamaram através de uma série de colisões diacrônicas para formar a
porção ocidental do supercontinente Gondwana (BRITO NEVES et al., 1999; ALKMIM et
al., 2001) (Fig. 3). O substrato do CSF foi estabilizado durante a orogenia de idade Riaciana,
entre 2,1 e 1,9 Ga (Eón Proterozóico) (ALMEIDA, 1977; DANDERFER, 2009) e é cercado
por cinturões de dobramentos evoluídos durante a orogenia Brasiliana/Pan-Africana com
idades que variam entre 680 e 550 Ma (TEIXEIRA et al., 2000; PEDROSA-SOARES et al.,
2001).
Figura 3. O Cráton do São Francisco no cenário do Gondwana, reconstruído pela justaposição de modelos
digitais de terreno da porção leste do Brasil e costa oeste africana. L: Luanda; C: Cabinda; S: Salvador (Brasil).
(Fonte: ALKMIM et al., 2007)
23
Segundo Almeida (1981), o CSF compreende porções dos estados da Bahia e de
Minas Gerais, sendo delimitado pelos seguintes orógenos Brasilianos: a sul-sudeste, pela
Faixa Araçuaí, a sul pela Faixa Alto Rio Grande, a oeste pela Faixa Brasília, a noroeste pela
Faixa Rio Preto, a norte pela Faixa Riacho do Pontal e a nordeste pela Faixa Sergipana (Fig.
4).
O Aulacógeno do Paramirim (PEDROSA SOARES et. al., 2001) ou Aulacógeno do
Espinhaço (MOUTINHO DA COSTA & INDA, 1982) possui idade estateriana (1.75 Ga) e
está segmentado no Espinhaço Setentrional e na Chapada Diamantina (GUIMARÃES et al.,
2008). Segundo Schobenhaus (1996) esse aulacógeno evoluiu a partir de riftes superpostos e
parcialmente invertidos cujas idades variam desde o Paleoproterozóico até o Neoproterozóico
e envolve o embasamento mais antigo que 1,8Ga, bem como as duas grandes unidades
proterozóicas da cobertura cratônica, os supergrupos Espinhaço e São Francisco.
Figura 4. O Cráton do São Francisco e suas faixas de dobramentos marginais, em destaque a área de
estudo (modificado de ALMEIDA, 1977; ALKMIM et al., 1993 e DANDERFER, 2009). SE: Espinhaço
Meridional; CE: Espinhaço Central¸ NE: Espinhaço Setentrional; CD: Chapada Diamantina.
Faixa Alta do Rio
Grande
24
O Supergrupo Espinhaço engloba uma sucessão de sedimentos essencialmente
terrígenos, com contribuições vulcânicas ácidas a intermediárias na base (BARBOSA &
DOMINGUEZ, 1996). A bacia que abriga o Supergrupo Espinhaço é caracterizada como do
tipo sucessora e polistórica por desenvolver-se em vários sítios deposicionais atrelados a
eventos tectônicos distintos, com destaque para alternâncias entre sistema de riftes e de
flexura crustal (DANDERFER & DARDENE, 2002).
A Chapada Diamantina, denominada de Bacia de Lençóis por Inda & Barbosa (1978),
compreende dois domínios: Ocidental e Oriental que são separados entre si pelo Lineamento
Barra do Mendes-João Correia (JARDIM DE SÁ et al., 1976), uma estrutura de direção
NNW/SSE marcada por falhas contracionais com vergência leste-nordeste. No Domínio
Ocidental, os dobramentos são apertados e o vulcanismo intenso, já no Oriental, as dobras são
suaves e o magmatismo restrito principalmente a intrusões básicas. A época da fase inicial do
rifteamento que originou as sequências vulcanosedimentares da Chapada Diamantina e do
Espinhaço parece ser a única fase bem datada, com idades U/ Pb em zircões coletados nos
metariolitos do Grupo Rio dos Remédios, em torno de 1.750Ma (BABINSKI et al.,1994;
SCHOBBENHAUS et al., 1994; BABINSKI et al., 1999; GUIMARÃES et al., 2005).
5.2 Unidades Litológicas da Chapada Diamantina
As principais unidades litológicas na região da Chapada Diamantina com ênfase para a
Chapada Diamantina Oriental (Fig. 5) são: i) Embasamento Pré-Espinhaço, ii) Rochas
Granitóides, iv) Sequência Sin-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantina, v) Sequência
Pós-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantina, viii) Sequência da Fase Sinéclise do
Espinhaço na Chapada Diamantina. vii) Supergrupo São Francisco e vii) Rochas Intrusivas
Máficas.
25
Figura 5. Carta estratigráfica das bacias Espinhaço e São Francisco para o domínio da Chapada Diamantina.
Fonte: Guimarães et al., (2005).
26
5.2.1 Embasamento Pré-Espinhaço
O embasamento Pré-Espinhaço é constituído por rochas mais antigas que 1.8 Ga e que
compõe o Bloco Gavião (Fig. 6). Compreendem rochas gnáissicas, migmatizadas ou não,
granitóides arqueanos/paleoproterozóicos e as sequências metavulcanossedimentares
associadas com a evolução do embasamento do Cráton do São Francisco. O Bloco Gavião é
um dos segmentos crustais mais antigos até aqui reconhecidos na América do Sul, com idades
que variam entre 3,5 e 2,7 Ga (CUNHA et al., 2000). Esse segmento crustal iniciou-se pela
formação de dois núcleos de rochas: TTG (Tonalito/Trondjhemito/Granodiorito) Boa
Vista/Mata Verde, Sete Voltas e Tonalito Bernada, cujas idades marcam 3,4 – 3,2 Ga, e
Granitóide Serra do Eixo/Mariana/Piripá, de idades entre 3,2 - 3,1 Ga (BARBOSA &
DOMINGUEZ, 1996). O Bloco Gavião hospeda ainda uma série de seqüências
vulcanosedimentares, algumas notadamente do tipo Greenstone Belt, tais como: Contendas
Mirante/Unidade Inferior, Umburanas, Ibitira-Ubiraçaba, Brumado, Riacho de Santana,
Guajeru, Boquira, e outras sem ainda essa conotação, como é o caso da Sequência
Vulcanossedimentar de Urandi e Ibajara (BASTOS LEAL, 1998).
De acordo com Guimarães et al., (2005), além do Bloco Gavião, o embasamento do
Supergrupo Espinhaço, na região da Chapada Diamantina, é constituído pelo Bloco
Paramirim que compõe o alto do embasamento do Aulacógeno do Paramirim, localizado entre
a Serra do Espinhaço Setentrional e a Chapada Diamantina Ocidental, servindo de alto
estrutural responsável pela separação das bacias da Chapada Diamantina e do Espinhaço
Setentrional (MOUTINHO da COSTA & INDA 1982). Entretanto, segundo Barbosa &
Sabaté (2003) o Bloco Gavião é indiferenciável do Paramirim, compondo, portanto, todo o
embasamento a oeste do Bloco Jequié e do setor norte do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá.
27
Figura 6. Mapa Geológico da Chapada Diamantina - Bahia. Compilado e modificado de Cruz (2004). Destaque
para a área de estudo.
5.2.2 Rochas Granitóides
De acordo com Bastos Leal (1998) e Menezes-Leal et al., (2005), os terrenos
gnáissicos-migmatíticos arqueanos do Bloco Gavião tiveram importante participação na
gênese do magma parental relacionado com a da granitogênese paleoproterozóica deste
segmento cratônico. Dentre os granitóides associados ao Bloco Gavião destacam-se: Granito
Jussiape, Granitóide de Ibitiara e Granitóide de Queimada Nova.
O Granito Jussiape é constituído por granitóides que conformam um corpo elíptico,
alongado N – S, intrudido nos complexos Gavião e Brumado e nos ortognaisses de Caraguataí
(GUIMARÃES et. al., 2005). Teixeira (2005) interpretou este granito associado a de
14
00` o
Riachão das
Neves
Z C B C
Monte Alegre do
Piauí
Irecê
Ituaç
u
Nova
Remanso
12
00` o
41
00` o
CD
ES
Boquir
a
43
00` o
Brumad
o
FRP
Caetité
Nova Redenção BJ
BG
Itanajé
Monte Alegre do
Piauí FRP
FRP
COBERTURAS
FANEROZÓICAS
SUPERGRUPO
ESPINHAÇO
SUPERGRUPO SÃO
FRANCISCO
SÃO FRANCISCO
EMBASAMENTO
ESPINHAÇO
COMPLEXO LAGOA
REAL
LAGOA REAL
0 5
0 10
0 150
km
28
magmatismo do tipo I, tardio a pós-orogênico, cujas características químicas são semelhantes
aos de um arco magmático, contudo, próximas às de magmatismo tipo A, ou seja,
anorogênico. Determinação geocronológica realizada por Guimarães et. al., (2005) mostra
idade de 2.121 Ma (método Pb-Pb em zircão) para o granito de Jussiape.
O Granitóide de Ibitiara é constituído por tonalitos cinza-escuros e por granodioritos
porfiríticos, em geral, isotrópicos, embora mostrem-se deformadas, segundo zonas de
cisalhamento de direção NW-SE, próximo de suas bordas (GUIMARÃES et al., 2005,
interpretaram este granito como do tipo I, tardio a pós-orogênico, com característica química
cálcio-alcalina de alto potássio.
O Granitóide de Queimada Nova está representado por dois pequenos corpos
intrusivos nos gnaisses do Complexo Paramirim. Correspondem a granodioritos porfiríticos
com assinatura geoquímica que varia de peraluminosa a cálcio-alcalinas (GUIMARÃES et
al., 2005). Esse granito tem idade U-Pb, em zircões, de 2.091±6,6 Ma (GUIMARÃES et. al.,
2005).
5.2.3 Supergrupo Espinhaço
A tafrogênese Estateriana (1,8 a 1,6 Ga) originou no território brasileiro diversos
sistemas de riftes, localmente expandidos, formando bacias sedimentares (BRITO NEVES,
2002 apud BIZZI et al., 2003), onde se depositaram as rochas sedimentares do Supergrupo
Espinhaço e São Francisco. Em toda sua abrangência, configura um sistema de bacias,
algumas abortadas na fase rifte, outras evoluindo para sinéclises interiores (BRITO NEVES,
2002 apud BIZZI et al., 2003). O Supergrupo Espinhaço aflora na parte oriental do Brasil nos
estados da Bahia e Minas Gerais, juntamente com o Supergrupo São Francisco e corresponde
a principal unidade da cobertura do Aulacógeno Paramirim-Bahia. Em Minas Gerais, o
supergrupo ocorre na serra do Espinhaço Meridional. Na Bahia, o Supergrupo Espinhaço
ocorre na bacia do São Francisco, na serra do Espinhaço Setentrional e na Chapada
Diamantina. Esse supergrupo é subdivido, segundo Guimarães et al., (2005), em três grandes
sequências estatigráficas: pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte.
29
5.2.3.1 Sequência Sin-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantina
a) Grupo Rio dos Remédios
Esse grupo foi definido inicialmente por Schobbenhaus & Kaul (1971) (apud
ARCANJO et al., 2000), que consiste de rochas metavulcânicas com metassedimentares
subordinadas, compreendendo a fase do sin-rifte do Espinhaço. Esse grupo constitui a base
do Supergrupo Espinhaço e está em contato tectônico com as rochas do B.G (Pré-Espinhaço).
Entretanto, mais recentemente, Guimarães et al., (2005) advogam a existência de uma fase
pré-rifte para o Supergrupo Espinhaço. Ainda segundo esses autores, este grupo é subdividido
pelas formações: Novo Horizonte, Ouricuri do Ouro e Lagoa de Dentro.
A Formação Novo Horizonte é composta de rochas metavulcânicas com
metasubvulcânicas e metaepiclásticas (metagrauvacas e metarenitos líticos)
(SCHOBBENHAUS & KAUL, 1971 apud ARCANJO et al., 2000) (Fig. 7). Essa formação
está depositada sobre a Formação Serra da Gameleira, seu contato superior é do tipo erosivo,
geralmente com a Formação Ouricuri do Ouro ou, na sua ausência, com a Formação
Mangabeira (GUIMARÃES et al., 2005).
A Formação Ouricuri do Ouro compreende fácies quartzítica, eólica, metarenitos
finos, médios e grossos, metaconglomerados e metabrechas, as últimas estão relacionadas à
sedimentação de sistemas aluviais (GUIMARÃES et. al., 2005). Ainda segundo esses autores
a Formação Lagoa de Dentro aflora principalmente na região a norte da Chapada Diamantina
Ocidental ao longo de uma grande faixa NNW-SSE, sendo composta basicamente por
metargilitos e metassiltitos, metagrauvacas e metapelitos rítimicos, representando uma
sedimentação lacustre (GUIMARÃES et. al., 2005).
30
5.2.3.2 Sequência Pós-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantina
a) Grupo Paraguaçu
A sequência pós-rifte do Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina é
representada pelo Grupo Paraguaçu. O Grupo Paraguaçu é caracterizado por uma
sedimentação continental costeira-marinha rasa, da fase pós-rifte ou rifte-sag de
preenchimento da bacia e está distribuído por toda a região da Chapada Diamantina
(PEDREIRA, 1994; DOMINGUEZ, 1996; CASTRO, 2003; GUIMARÃES et. al., 2005).
Esses sedimentos foram depositados em discordância angular sobre o Grupo Rio dos
Remédios e é caracterizada na base pela Formação Mangabeira e no topo pela Formação
Açuruá, sendo o contato entre elas do tipo gradacional (GUIMARÃES et. al., 2005). A
Figura 7: Coluna estratigráfica do Grupo Rio dos Remédios (modificado de PEDREIRA, 1994).
Pedreira, (1994)
31
Formação Açuruá já foi nomeada anteriormente de Formação Guiné, inicialmente por Montes
(1977) e outros autores, como é o caso de Pedreira (1994) (Fig. 8). Entretanto, Guimarães et.
al., (2005), optaram pelo termo Açuruá por ter sido publicado em um documento científico de
maior divulgação (INDA & BARBOSA, 1978).
A Formação Mangabeira é composta por arenitos com estratificações acanaladas de
grande porte, plano-paralelas e siltitos (GUIMARÃES et. al., 2005) e são interpretados como
sedimentos de ambiente deposicional eólico/costeiro (PEDREIRA, 1994).
A Formação Açuruá é composta por arenitos com matriz argilosa e níveis de siltito. Os
arenitos têm estratificação plano-paralela e cruzada de baixo ângulo, com evidências de
fendas de ressecamento e marcas onduladas (PEDREIRA, 1994). Santana et al., (2007)
reconheceram 14 fácies na Formação Açuruá ao analisar dois afloramentos, um localizado nos
arredores do município de Seabra e outro em Barra da Estiva. A Formação Açuruá
corresponde a um ambiente deposicional deltaico (PEDREIRA, 1994).
Figura 8. Quadro com as propostas para a coluna estratigráfica do Supergrupo Espinhaço, na Chapada
Diamantina, ao longo dos anos (modificado de GUIMARÃES et. al., 2005).
Pedreira et al.,
(1974) Guimarães et al.,
(2005)
32
5.2.3.3 Sequência da Fase Sinéclise na Chapada Diamantina Oriental
a) Grupo Chapada Diamantina
A seqüência atualmente denominada Grupo Chapada Diamantina foi descrita
inicialmente por Derby (1906) apud Pedreira (1994) na região de Lençóis-Mucugê e por
Branner (1910) apud Pedreira (1994) na Serra do Tombador, situada entre Jacobina e Lages.
O Grupo Chapada Diamantina é o representante da fase sinéclise da Chapada Diamantina
Oriental. Esse grupo possui idade mesoproterozóica (Período Calimiano), com idades entre
1.6 Ga a 1.4 Ga (GUIMARÃES et al, 2005) e corresponde a Bacia da Chapada Diamantina.
Ainda segundo os mesmos autores, o preenchimento desse sítio deposicional de grande
amplitude e pouca profundidade, controlado por variações eustáticas e influenciado por clima
semi-árido severo, é representado por depósitos continentais costeiros eólico-fluviais,
estuarinos (CASTRO, 2003) e marinhos rasos (PEDREIRA, 1994).
O Grupo Chapada Diamantina envolve grandes áreas de exposição que são marcadas
por relevos de serras alongadas e estreitas com altitudes acima de 1000 metros
(SCHOBBENHAUS, 1996). Esta unidade foi subdividida em formações, da mais velha para a
mais nova: Formação Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu. Para Dominguez (1996), essa
bacia é repositória dos depósitos siliciclásticos/carbonáticos relacionados à Superseqüência
Tombador/Caboclo que apresenta sucessões estratigráficas verticais diferenciadas, quando
considerado todo o seu contexto bacinal.
Neste grupo, as formações basais e superiores foram depositadas
tanto em ambientes continentais quanto em ambientes transicionais (marinho raso). A
formação intermediária (Formação Cabloco) foi inteiramente depositada em ambiente de
águas marinhas rasas, contendo pelo menos quatro intercalações de carbonatos
estromatolíticos (PEDREIRA & WAELE, 2008) (Fig. 9).
33
5.2.4 Sequência da Fase Plataformal do Espinhaço na Chapada Diamantina
5.2.4 Supergrupo São Francisco
A Bacia do São Francisco foi depositada durante o Neoproterozóico e é constituída
por sedimentos terrígenos e carbonáticos de ambiente marinho com influência glaciogênica
(DOMINGUEZ, 1996). Assim como o Supergrupo Espinhaço na Bahia, o Supergrupo São
Francisco ocorre na bacia homônima, na Chapada Diamantina e na Serra do Espinhaço
Setentrional.
Ainda segundo Dominguez (1996), os principais registros desta bacia são observados,
sobretudo, recobrindo as rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço. As unidades
estratigráficas que compõem este supergrupo distribuem-se como coberturas sedimentares
sobre o CSF e suas faixas marginais.
Na região da Chapada Diamantina, o Supergrupo São Francisco, é dividido nas
formações Bebedouro e Salitre, que compõem o Grupo Una (Fig. 10). A Formação
Bebedouro foi depositada em paleoambiente do tipo glacial com planícies aluviais associadas
(GUIMARÃES, 1996). Em termos litológicos a Formação Bebedouro compreende:
Figura 9. Coluna Estratigráfica do Grupo Chapada Diamantina. Modificado de Pedreira & Waele (2008).
34
i) Diamictitos com matriz grauváquica, arcosiana e quartzosa;
ii) Pelitos;
iii) Arenitos.
Datações realizadas pelo método Rb/Sr e K/Ar em argilas da Formação Bebedouro, na
Chapada Diamantina, forneceram idades em torno de 958 ± 38 e 900 Ma (MACEDO &
BONHOMME, 1984 apud CRUZ & ALKMIM, 2007).
A Formação Salitre é constituída quase que inteiramente de carbonatos (calcilutitos,
calcissiltitos, calcarenitos), cujo perfil estratigráfico se inicia freqüentemente com nível
dolomítico (BOMFIM & PEDREIRA, 1986). Para a Formação Salitre, os dados Rb/Sr em
argilas autigênicas dos carbonatos apontam idades de deposição entre 750-850 Ma (MISI &
VEIZER, 1996).
Figura 10. Coluna estratigráfica do Supergrupo São Francisco (modificado de FILHO et al., 1986).
35
5.2.5 Rochas Intrusivas Máficas
No Espinhaço Setentrional e na Chapada Diamantina, ocorrem inúmeros corpos de
diques de gabro/diabásio (DANDERFER, 2008). Sills e diques intrusivos de diorito cinza-
escuro a esverdeado, de granulação média a fina, são também registrados (ARCANJO et al.,
2000). O quimismo dessas rochas máficas intrusivas indica uma filiação de natureza toleítica
continental típica, com características de contaminação crustal, em ambiente de intraplaca
(TEIXEIRA, 2005). Esses diques foram intrudidos durante a tectônica distensiva com
componente tangencial característica de ambiência transcorrente sinistral (TANNER de
OLIVEIRA & CORREA-GOMES, 1996). Esses corpos apresentam-se com graus variáveis de
deformação e estudos geocronológicos revelaram idades através do método K-Ar entre 1.200
e 500 Ma (BRITO NEVES, 2008). Segundo Danderfer et al., (2009), a idade radiométrica
dessas rochas máficas intrusivas estão associadas a eventos magmáticos que ocorrem no
contexto do Cráton do São Francisco, da seguinte forma:
(a) 1714 ± 5 Ma (U-Pb; SILVA et al, 1995);
(b) 1514 ± 22 Ma (U–Pb; BABINSKI et al, 1999);
(c) 1200-1000 Ma (K-Ar; JARDIM DE SÁ, 1976)
(d) 906 ± 2 Ma (U-Pb; MACHADO et al., 1989);
(e) 190-170 Ma (K-Ar; DUSSIN et al., 1995);
Baseados em datações por U/Pb, Guimarães et al (2005) advogam que grande parte
dessas rochas máficas possuem idade de cristalização por volta de 1,5 Ga.
36
6 GEOLOGIA LOCAL
6.1 Introdução
Foram objetos de estudo as seguintes unidades litológicas: Formação Açuruá,
Formação Tombador e as rochas máficas intrusivas. Estas unidades são descritas a seguir
obedecendo a ordem cronológica, estando representadas no mapa geológico (Anexo 1). O
mapa geológico elaborado da área de estudo, na escala de 1:60.000, é o resultado da
compilação de mapas geológicos de Filho et al., (1999) na escala de 1:250.000, de Bonfim &
Pedreira (1990) na escala de 1:100.000, além dos dados coletados em campo e de
interpretações de imagens digitais e fotos aéreas, na escala de 1:100.000 (EMBRAPA, 2010 e
INPE, 2010) e 1:60.000 (CBPM, 1976) respectivamente.
6.2 Unidades Litológicas
6.2.1 Grupo Paraguaçu
6.2.1.1 Formação Açuruá
Essa formação foi bem estudada por Pedreira (1994) que a denominou de Formação Guiné,
conforme abordado inicialmente por Montes (1977). Neste trabalho, será mantido a mesma
nomenclatura de Inda & Barbosa (1977) e Guimarães et al., (2005). Esta formação está
situada na porção oeste do mapa geológico (Anexo 1) ocupando cerca de 20 % da área de
estudo. A formação foi estudada ao sul, nos afloramentos da região da Vila de Caeté-Açu, no
perfil realizado na Cachoeira da Fumaça (Anexo 1). Sua ocorrência está limitada aos sopés da
serras e nos vales do lado oeste da Serra do Sincorá. Ocorre de forma contínua no núcleo do
anticlinal do Pai Inácio, inserida em um grande vale alinhado na direção N-S a NE-SW (Foto
1). A Formação Açuruá é constituída por metassiltitos, metarenitos finos com geometria
sigmoidal, metaconglomerados subordinados entre alguns estratos e metarenitos finos a
médios com estratificação cruzada e marcas de ondas (Fig. 11).
37
Figura 11. Coluna estratigráfica da Formação Açuruá (modificado de PEDREIRA, 1994).
Formação Tombador
Formação Açuruá
W E Formação Tombador
Foto 1. Visão geral do eixo do anticlinal do Pai Inácio alinhado seguindo um trend N-S,
levemente NE-SW. Destaca-se a Formação Tombador aflorando nas serras e a Formação
Açuruá aflorando nos vales e nos sopés das serras. Visada para sul.
(UTM 8619796/ 233342 e cota: 841 m).
Formação Açuruá
38
As rochas que foram analisadas exibem coloração diferenciada que vai desde
esbranquiçada, roxa, passando por rosa até cor creme (foto 2) e são constituídas
principalmente de quartzo e micas brancas (sericita/moscovita). Em geral, compreendem
rochas pouco coesas, com intercalações de camadas de metarenitos/metapelitos, que são
truncadas por rochas máficas e veios de quartzo, geralmente são observados, na superfície das
camadas, gretas de ressecamento (mud cracks). A ocorrência dos veios de quartzo é mais
comum no contato com a Formação Tombador e encontram-se ora concordantes ora
discordantes com o acamadamento (S0).
Foto 2. Fácies metarenito fino de coloração roxa localizado no perfil Cachoeira da Fumaça, localizado
aproximadamente a 1,5 km do município de Caeté-Açu. (UTM 8605866 /229510 e cota: 1.140m). Vista em
planta.
Foram observadas estruturas primárias do tipo cruzadas de baixo ângulo e marcas
onduladas. Muitos autores, como por exemplo, Dominguez (1993), Pedreira (1994) entre
outros, sugerem que a Formação Açuruá seja relacionada a um ambiente deposicional do tipo
deltáico. O contato da Formação Açuruá com a Formação Tombador é marcado por uma
discordância regional. Guimarães et al., (2005), defendem que a Formação Açuruá foi
depositada em um regime tectônico de subsidência termo-flexural, correspondente a fase pós-
rifte do Espinhaço.
O presente trabalho não teve como foco determinar as áreas fontes dos sedimentos
dessa bacia, entretanto, foram medidas algumas paleocorrentes, a partir das estratificações
39
cruzadas acanaladas de baixo ângulo correspondente a um canal distributário do sistema
deltaico, realizadas no perfil da Cachoeira da Fumaça. Essas paleocorrentes indicam uma
direção preferencial de NNW para SSE (Fig. 12).
Figura 12. Plotagem das medidas de paleocorrentes na Formação Açuruá em rosáceas de direção, hemisfério
inferior, com direção preferencial para sudeste (SE).
6.2.2 Grupo Chapada Diamantina
6.2.2.1 Formação Tombador
Essa unidade litológica aflora em toda a área de estudo. Pode ser considerada a
formação que constitui o arcabouço da Serra do Sincorá, aflorando tanto nas serras quantos
nos vales, principalmente na porção mais oriental do mapa geológico (Anexo 1).
Morfologicamente, sua ocorrência na área de estudo é caracterizada por apresentar relevos
escarpados. Pedreira (1994) relata que essa formação apresenta uma espessura em torno de
220 m. Foram estudados 51 afloramentos dessas rochas.
Correspondem predominantemente a metarenitos de granulometria média a grossa e
metaconglomerados, com algumas ardósias subordinadas (Fig. 13). Estas rochas foram
N160º - N170º com 6 medidas - (43%)
N150º - N160º com 4 medidas - (29%)
Medidas de Paleocorrentes
Formação Açuruá
N=14
40
Figura 13. Coluna estratigráfica da Formação Tombador, na seção realizada ao longo da BR - 242. (Fonte:
modificado de Guimarães & Pedreira (1990) apud Pedreira (1994).
submetidas a um metamorfismo incipiente, capaz de preservar suas estruturas sedimentares, o
que auxiliou na interpretação dos seus sistemas deposicionais, com a exceção de alguns
locais, onde afloram quartizitos, em que o processo de silificação foi intenso e obliteraram as
estruturas sedimentares presentes.
41
A partir de análises estratigráficas e sedimentológicas na Formação Tombador,
Pedreira (1994) subdividiu-a em associação de fácies distintas, sendo elas: fluvial, eólica,
fluvio-eólica e leque aluvial. Castro (2003), utilizando-se da estratigrafia de sequências, além
dessas associações de fácies, subdividiu essa formação em mais quatro que são do tipo
estuarina (SANTANA, 2009; SILVA FILHO, 2009), litorânea, deltaica e marinha.
A associação de fácies interpretada como típica de ambiente estuarino apresenta
estratificação cruzada tangencial, estratificação plano-paralela, bandas de maré (‖tidal
bundles‖) (Foto 3), estratificação cruzada acanalada de médio porte, além de marcas
onduladas simétricas (Foto 4). Os metarenitos dessa associação de fácies possui colorações
distintas, sendo predominante a cor creme a cinza.
Foto 3. Metarenitos da Formação Tombador com estruturas do tipo
bandas de maré (―tidal bundles”), típicas de ambiente sedimentar
estuarino, localizado no Morro do Pai Inácio (UTM 8621642/231207
e cota: 1.098m).
“Tidal Bundles”
42
A presença de intercalações de areia fina e silte com cascalho na base (Lag
transgressivo) são comuns nesses ambientes e são interpretados como elementos arquiteturais
do tipo depósitos de inundação. As geometrias dos corpos são diferenciadas, sendo ora tabular
ora sigmoidal, entretanto, as ocorrências de corpos com geometria em forma de canais são
bastante comuns e foram interpretados por Silva Filho (2009) como preenchimento de canais
menores internos ao cinturão de canais associadas a um sistema deposicional estuarino.
Outra associação de fácies tem como característica a presença de estruturas
sedimentares do tipo estratificação cruzada de grande porte (Foto 5), marcas de ondas
assimétricas, estratificação plano-paralela com finas lentes de argila associadas. Algumas
estruturas sugerem fluxo de grãos (grain flow), caracterizadas pela presença de grãos de
quartzo subarredondados a arredondados, bimodais e queda livre de grão (grain fall). Essa
associação de fácies e as estruturas sedimentares presentes sugerem ambiente deposicional do
tipo eólico.
N
N050
Foto 4. Estruturas do tipo marcas de ondas (ripples simétricos)
localizados nos metarenitos da Formação Tombador, próximo ao rio
Mucugêzinho (UTM 8620522/234544 e cota: 844 m).
43
Elemento
arquitetural Duna
Elemento
arquitetural Lençol
de Areia
Topo
Observou-se também uma associação de fácies fluvial, que tem como característica a
presença de metarenitos com estratificação plano-paralela, cruzada tabular e cruzada
acanalada, que, segundo Pedreira (1994), estariam relacionadas às barras longitudinais
superpostas por depósitos de topo de barra, além de níveis de argila e silte com estratificação
lenticular e marcas onduladas. Consistem em metarenitos de coloração acinzentada a rosa,
com granulometria entre fina/grossa, sendo mal selecionados.
As litofácies da associação de fácies de leque aluvial correspondem aos
conglomerados. Estes ocorrem bem distribuídos nos vales, predominantemente na porção
leste (E) da área de estudo, onde se situam os rios Lençóis e Ribeirão (Anexo 1). Esses
conglomerados são polimíticos, possuindo grãos de composições mineralógicas diferenciadas,
com coloração variada, rosada, verde e cor creme, sendo a cor rosa a predominante (Foto 6).
Apresentam granulometria variada com clastos que podem pode chegar até matacão.
Aparentemente estes clastos são provenientes da própria bacia (intraclastos), entretanto,
ocorrem alguns clastos de quartzitos com coloração verde a cinza bem arredondados que,
segundo Pedreira (1994), são provenientes do Lineamento Jacobina/Contendas-Mirantes
(extraclastos). O mesmo autor subdividiu essa litofácies em: conglomerados sustentados pela
matriz, conglomerados sustentados por clastos, conglomerados com estratificação cruzada
acanalada ou com estratificação cruzada tabular (Fig. 14).
Foto 5. Metarenitos eólicos bimodais da Formação Tombador com
estratificações cruzadas de grande porte (elemento arquitetural duna) e
plano-paralelas (elemento arquitetural lençol de areia) (UTM 8610294/
238881 e cota: 493 m).
44
Figura 14. Ilustração das litofácies conglomeráticas da Formação Tombador, em relação a sua
composição, textura e estrutura sedimentar. Baseado no esquema de Winston (1989) para o Supergrupo
Belt USA apud Pedreira (1994). C – Clastos; AG – Areia Grossa; AM – Areia Média; AF – Areia Fina; L
– Lama; SIL - Silicática; Cal – Calcárea (modificado de PEDREIRA, 1994).
Algumas paleocorrentes foram medidas nessa formação e estão representadas em
rosetas de direção (Fig. 15). As mesmas indicam transporte de sedimentos com sentido para
oeste (W), noroeste (NW) e sudoeste (SW). A maioria das medidas foi realizada em
estruturas tais como: marcas de ondas e estratificações cruzadas, tabulares e/ou acanaladas, de
fácies fluviais e eólicas. A mudança das paleocorrentes de leste (E) para oeste (W) foi
Foto 6. Metaconglomerados polímiticos da Formação Tombador,
apresentando seixos de composições mineralógicas e colorações
diferenciadas, localizados no leito do rio Lençóis (Serrano), cerca de 800
m da sede municipal de Lençóis (UTM 8610036/ 239591 e cota: 432 m).
Visada em planta.
45
observada por Pedreira (1994). Segundo este autor, essa mudança brusca da direção das
paleocorrentes pode indicar uma discordância entre as formações e um possível registro da
passagem entre dois contextos bacinais distintos. Guimarães et al., (2005) advogam que a
Formação Tombador constitua a base do Grupo Chapada Diamantina, correspondendo ao
início da sedimentação de uma bacia do tipo sinéclise. Ainda segundo os mesmos autores, a
Formação Tombador está situada sobre uma discordância do tipo angular com a Formação
Açuruá e essa passagem representa, em contexto regional, a passagem de uma bacia pós-rifte
para uma do tipo flexural.
6.3 Rochas Máficas Intrusivas
As rochas máficas intrusivas ocorrem em formas de diques e foram observadas tanto
nas rochas metassedimentares da Formação Tombador quanto na Formação Açuruá.
Encontram-se, em sua maioria, inseridas em um padrão de fraturamento regional orientado
preferencialmente W-E, ocorrendo também com direção segundo NNW-SSE. Os locais de
maior expressão desses diques foram vistos nas proximidades de Lençóis, no perfil realizado
N250º –N240º com 9
medidas - (23,6 %)
N=38
Medidas de Paleocorrentes
Formação Tombador
Figura 15. Plotagem das medidas de paleocorrentes na Formação
Tombador em rosáceas de direção, hemisfério inferior, com
direção preferencial para oeste-sudoeste (W-SW).
46
ao longo do rio Lençóis (Cachoeira da Primavera) e no entorno do Morrão (aproximadamente
7,5 km do povoado de Caeté-Açu) (Foto 7).
Consiste de corpos rochosos de coloração cinza-escuro a esverdeado, granulação
média a fina, constituídos de anfibólio, clorita, mica branca (moscovita), sendo que os
anfibólios encontram-se quase que completamente cloritizados. São comuns as evidências de
oxidação de hematita, que podem ser resultados da alteração dos silicatos ferro-magnesianos.
Localmente, esses diques encontram-se cortados por veios de quartzo.
Diques máficos
N
Foto 7. Diques de rochas máficas preenchendo o padrão de fraturamento
E-W nas rochas metassedimentares da Formação Açuruá, localizada nas
proximidades do Morrão, cerca de 7,5 km do povoado de Caeté-Açu
(UTM 8612010/ 227385 e cota: 880 m). Visada em planta.
47
7 GEOLOGIA ESTRUTURAL
7.1 Considerações Iniciais
Danderfer (1990) registrou dois padrões estruturais distintos na região da Chapada
Diamantina O primeiro corresponde a um sistema de dobras e falhas de empurrão, de
abrangência regional e orientação preferencial NNW-SSE a N-S, com vergência para leste
(MOUTINHO DA COSTA & INDA, 1982; DANDERFER, 1990; CRUZ & ALKMIM 2006).
Segundo Danderfer et al., (1993), esse sistema compõem um cinturão de dobramentos e
empurrões em seu estágio inicial de desenvolvimento. A intensidade de deformação e
metamorfismo, associada a esse estágio, diminuem para leste, em direção a Chapada
Diamantina Oriental e aumentam para oeste e sul-sudeste, ou seja, quanto maior a
proximidade com o corredor de deformação do Paramirim (CRUZ & ALKIMIM, 2007).
O segundo padrão corresponde a um sistema de dobras e falhas de empurrão de
orientação E-W, que ocorre de forma restrita nas rochas metasedimentares do Supergrupo São
Francisco. Essa orientação pode ser vista como uma manifestação, no interior do cráton, dos
processos tectônicos que estruturam as faixas Rio Preto e Riacho do Pontal, que margeiam, a
norte, o CSF (DANDERFER et al., 1993). Essa deformação foi acomodada lateralmente, nas
rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço, em forma de um sistema de zonas de
cisalhamento rúptil, transcorrentes, compondo um par de falhas regionais conjugadas, sinistral
e destral, orientados, respectivamente NNE-SSW e NNW-SSE (DANDERFER et al., 1993)
(Fig. 16). Dentre as grandes estruturas dominantes na área de trabalho, destacam-se para o
anticlinal do Pai Inácio, a Falha do Rio São João e as fraturas relacionadas com à tensão
regional (Anexo 2).
48
Dobras D1 (Anticlinal do Pai Inácio)
Segundo Danderfer (1990), a anticlinal do Pai Inácio corresponde a uma antiforme
associada aos megadobramentos regionais, com dimensões variáveis entre quilômetros e
dezenas de quilômetros, suaves e nucleadas pelo mecanismo de deslizamento flexural.
Compreendem grandes dobras com trend NNW-SSE, que domina o cenário estrutural da
borda oriental da Chapada Diamantina (CRUZ et al., 2007). Segundo Guimarães & Pedreira
(1990) essa anticlinal é o produto de um dobramento assimétrico onde os mergulhos das
camadas no flanco oeste são mais fortes do que no flanco leste, e o plano axial é
moderadamente inclinado para leste.
A distribuição do acamamento (S0) medido apresenta mergulhos tanto para ESE
quanto para WNW e com ângulos variando entre 8º a 40º sugerindo uma superfície dobrada
(Fig. 17). Há um grande espalhamento dos pólos de concentração em torno de um máximo
principal de 79ºp/261º. O plano principal obtido do pólo máximo posiciona-se em N351º/11ºE
e o plano de perfil de dobras ou a guirlanda calculada (em amarelo) segundo N116º/83ºSW,
com sua posição de charneira calculada ou Lb (estrela) com valor igual a 07ºp/026º.
Figura 16. Mapa Geológico-Estrutural simplificado da Chapada
Diamantina (Danderfer et al., 1993). O quadrado em vermelho
representa aproximadamente a área de estudo.
Área de estudo
49
Nos diagramas estereográficos, a distribuição dos pólos pode fornecer informações
sobre a geometria das dobras analisadas. Na figura 18 tem-se a guirlanda, plano que une
preferencialmente os pólos dos flancos, e o seu pólo que é o eixo da dobra, obtidos
esterograficamente, mediu-se a distância angular entre os pontos extremos da mancha dos
pólos (pontos a e b) e neste caso foi obtido um valor de 154º. Dividiu-se esse valor ao meio
(77º) e determinou-se o ponto c. O plano axial obtido possui atitude N025º/81ºSE e
compreende um plano que intercepta o eixo da dobra (Lb calculado) e passa pelo ponto médio
da abertura da dobra (ponto c). Analisando o caráter cilíndrico da dobra (TURNER & WEISS,
1963 apud LOCKZY & LADEIRA, 1976), a partir dos pólos projetados ou diagrama π,
classifica-se essa dobra, como quase-cilíndrica, ou seja, aquelas que se aproximam do modelo
cilíndrico.
Hemisfério Inferior
Número de medidas = 94
Figura 17. Em (a) tem-se o diagrama de isodensidade polar das medidas de acamamento (S0) nas formações Tombador e
Açuruá ou diagrama π. A linha preta representa o plano principal, a linha vermelha a guirlanda e a estrela (amarela) o Lb
calculado. Em (b) tem-se a projeção estereográfica dos planos S0. Hemisfério Inferior, N= número de medidas.
Hemisfério Inferior
Número de medidas = 94
a) b)
50
O ângulo interflancos, obtido esterográficamente, é de 167º e pode ser classificada
como dobra suave (Fig. 19) (ROWLAND & DUEBENDORFER, 1994). Pela classificação
das dobras a partir do mergulho do plano axial e o caimento do eixo de Rickard (1971) e
Ragan (1985), com base na classificação de Fleuty (1964), o anticlinal do Pai Inácio pode ser
classificado como dobra horizontal com 81º de mergulho do plano axial e caimento de 07º do
eixo (Fig. 20).
Hemisfério Inferior
Número de medidas = 94
Figura 18. Determinação do plano axial de uma dobra
simétrica através do eixo e do ponto médio da abertura da
dobra.
Figura 19. Classificação das dobras baseadas pelo ângulo interflancos, a partir de Rowland (1986).
51
(ii) A Falha do Rio São João
A Falha do Rio São João se estende a sudoeste da cidade de Palmeiras, bordejando a
leste, na sua porção setentrional, os metacarbonatos do Supergrupo São Francisco. Para
Bonfim & Pedreira (1990) a falha se configura de maneira diversa, sendo na sua porção
meridional uma zona de cisalhamento contracional rúptil-dúctil e na sua extremidade
setentrional uma falha contracional limítrofe da ―bacia‖ de Irecê, com transporte tectônico
para leste, indicado em lineações de estiramento de quartzo de alto rake, 40º p/254º que
fornecem uma transcorrência sinistral (Fig. 21).
No povoado de Campos de São João foram observados shear bands com forte
cominuição e recristalização de quartzo de orientação N350º-N000º com estruturas de splays
(―rabo de cavalo‖), que indicam movimentação relativa aparente sinistral (deformação rúptil).
As fraturas de cisalhamento, algumas delas, apresentavam degraus (steps) e a estrias indicam
movimentação relativa sinistral dada pelo ―missing block‖. As lineações de fibra de quartzo
possuíam atitude de 20ºp/015º em planos de falha com atitude N015º/80ºSSE.
Classificação
Figura 20. Classificação de dobras com base na orientação do mergulho da
superfície axial X caimento ou Pitch da linha de charneira Fonte: baseado na
classificação de Fleuty (1964).
52
Figura 21. Mapa esquemático das cinemáticas dos sistemas de
fraturamentos regionais (DANDERFER, 1990).
Segundo Danderfer (1990) o desenvolvimento dessa falha, bem como o sistema
regional de fraturamento por conseqüência, está relacionada com a aplicação de um campo de
esforço aproximadamente N-S (Fig. 22). Da mesma forma, para Lagoeiro (1990) a Falha de
São João relaciona-se com a mesma geração das estruturas E-W nucleadas nos
metacarbonatos do Grupo Una (Supergrupo São Francisco).
Considerando o esboço estrutural observado por Bonfim & Pedreira (1990) e
Danderfer (1990) os mesmos interpretaram que o padrão de fraturamento regional da Serra do
Sincorá, na altura de Lençóis, tenha se desenvolvido por um cisalhamento simples sinistral
relacionada a estruturas Riedel de orientação NNE-SSW. O termo fraturas de Riedel é
aplicado a uma geometria específica de fraturas (o que inclui falhas e juntas), originalmente
(A) Gentio do Ouro
(B) Uibaí
(C) Mucugê
(D) Serra da Babilônia
Área de estudo
Sentido Sinistral Sentido Destral
53
Figura 22. Modelo idealizado do Cisalhamento de Riedel (1929) apud SYLVESTER, 1988. R: Fraturas de
cisalhamento Riedel (sintética); R´: Fraturas de cisalhamento conjugada de Riedel (antitética); T: Fratura de
tração ou distensão; P: Fratura de cisalhamento sintética secundária; X: Fratura de cisalhamento antitética
secundária; Y ou D: Fraturas de cisalhamento que se formam paralelamente ao binário em casos extremos
(Fonte: http://www.geologia.ufpr.br/graduacao/estrutural2010/aula6.pdf).
desenvolvidas a partir de experimentos realizados em modelos de argila submetidos a tensões
cisalhantes (RIEDEL, 1929 apud ANTUNES, 2004). Uma falha (ou zonas de falhas) principal
poderá desenvolver um conjunto de fraturas subsidiárias que obedecem a ângulos bem
definidos em relação à estrutura principal e que se relacionam mutuamente também de acordo
com ângulos específicos (RIEDEL, 1929 apud SYLVESTER, 1988) (Fig. 22). As relações
geométricas entre os conjuntos de fraturas, bem como a cinemática de cada um deles, podem
ser empregadas como indicadores cinemáticos para a deformação principal. Um sistema
Riedel idealizado é constituído por fraturas de cisalhamento conjugadas sintéticas (fraturas R)
e antitéicas (fraturas R´) às falhas principais (RIEDEL, 1929 apud SYLVESTER, 1988) (Fig.
22). A fratura R faz um ângulo de 10º a 15º, enquanto que a R´ obedece um ângulo de 75º a
80º. As fraturas de cisalhamento sintéticas, subparalelas às falhas principais, recebem a
denominação de fraturas Y ou D (Fig. 22). Um terceiro conjuntos de fraturas de cisalhamento
sintéticas, as fraturas P, inclina-se a um ângulo de -10º a -15º, enquanto que as fraturas X,
antitéticas, inclinam-se consoante -75º a -80º (RIEDEL, 1929 apud SYLVESTER, 1988). Por
fim, as fraturas T, que constituem essencialmente juntas distensionais (RIEDEL, 1929 apud
SYLVESTER, 1988), bissectam o ângulo agudo definido entre as fraturas R e R´, fazendo
então, um ângulo de 45º com relação a falha principal (Fig. 22).
54
7.2 Análise de Imagens e Lineamentos Estruturais da Área de Estudo.
O'Leary et al., (1976) reformularam a definição do termo Lineamento, corroborando
com a abordagem realizada inicialmente por Hobbs (1904 apud O`Leary et al., 1976).
Segundo esses autores um lineamento estrutural corresponde a uma feição da superfície do
Globo Terrestre, mapeável, simples ou composta, de traço retilíneo ou suavemente curvo, que
difere de feições adjacentes e presumivelmente reflete um fenômeno de subsuperfície.
As interpretações das imagens de satélite permitiram analisar 75 traços de lineamentos
estruturais na imagem SRTM, 110 lineamentos na imagem LANDSAT 5 e 243 lineamentos
nas fotografias aéreas (Anexo 03, 04 e 05). Os dados adquiridos correspondem a quebras
negativas de relevo, feições lineares de drenagem e vales, e foram agrupados em três classes:
NW-SE, N-S e W-E, sendo que o valor máximo de direção dos lineamentos traçados foram
NNW-SSE. A classe NW-SE é o padrão mais representativo na região.
Danderfer (1990) observou que, em escala regional, os mais importantes traços
estruturais na região da Chapada Diamantina Oriental estariam relacionados a um típico
sistema de Dobramentos e Empurrões, interpretados como resultantes de uma fase de
deformação progressiva. Estes traços são ressaltados nos grandes lineamentos observáveis em
escala regional. A direção desses lineamentos regionais reflete, na área de estudo, a orientação
das estruturas, tais como: falhas, fraturas e linhas de charneira de dobras.
Essa mesma abordagem metodológica também foi realizada nos arredores do Morro
do Pai Inácio, localizada mais ao norte da área em estudo, por Santana et al., (2009). Os
autores também integraram dados de lineamentos estruturais a partir da análise de imagens de
satélite e seus resultados obtidos conformam com dados regionais da literatura disponível na
região da Chapada Diamantina.
7.3 Análise Geométrica e Cinemática das Estruturas Identificadas
São descritos os aspectos geométricos das estruturas (forma, tamanho e orientação)
relacionadas com o arcabouço estrutural da área de estudo que abrange parte da geologia do
anticlinal do Pai Inácio (Domínio Oriental da Chapada Diamantina). Após essa descrição, é
feita a análise cinemática, com a interpretação dos movimentos responsáveis pelas
55
deformações, no intuito de correlacionar as estruturas com os diferentes estágios temporais
dos eventos deformacionais. Foram levantados 72 pontos de controle de afloramentos, com
um total de 6 seções realizadas (Anexo 1) e que permitiram a construção do Mapa de
Estruturas (Anexo 2), gerado após a aquisição de todos os dados de campo. São apresentadas,
a seguir, as estruturas de deformação sin-sedimentar, e secundárias (pós-sedimentação), como
falhas (direcionais, reversas, bandas de deformação), juntas (secas, distensionais preenchidas),
dobras, estilolitos, entre outros. As secundárias foram subdivididas em dúcteis, rúpteis-dúcteis
e rúpteis, obedecendo à relação temporal de nucleação. As estruturas de deformação sin-
sedimentar são aquelas que se formam durante ou imediatamente após a deposição e
diagênese dos sedimentos (PLUIJM & MARSHAK, 2004). Ainda segundo Pluijm & Marshak
(2004), as estruturas dúcteis pós-sedimentar são típicas de rochas que foram submetidas a
uma deformação plástica. Enquanto que a deformação pós-sedimentar rúptil, segundo Pluijm
& Marshak (2004), corresponde a uma mudança permanente que ocorre com a formação de
descontinuidades.
7.3.1 Estruturas de Deformação Sin-Sedimentar
Ao longo das seções realizadas nos leitos dos rios Capivara e Lapão, foram observadas
estruturas de deformação sin-sedimentar nos metarenitos da Formação Tombador. Foram
descritas estruturas do tipo: dobras convolutas, estruturas de carga ou pseudonódulos (Ball-
and-pillow) e diques de areia. Essas estruturas deformacionais estão situadas em apenas um
horizonte estratigráfico, sendo limitada na base e no topo por uma sequência de estratos não
deformados, indicando que a desestabilização ocorreu anteriormente à sedimentação da
camada sobreposta, e posteriormente à camada sotoposta.
No afloramento localizado no rio Lapão a camada deformada apresenta em torno de 70
cm de espessura. As estruturas mais comuns são as dobras convolutas (Foto 8), sendo que as
estruturas de carga e os diques de areia ocorrem de forma isolada. As dobras convolutas
apresentam eixos com direções variadas e se desenvolvem, geralmente, em sedimentos de
granulometria mais fina e/ou saturados em água. Segundo Lowe (1975), a percolação de
fluídos nos poros, através de liquefação e/ou fluidização, facilmente deforma os sedimentos
pela sua elevada plasticidade.
56
E
F
Os diques de areia possuem em torno de 5 a 10 cm de altura e deformam a laminação
ao redor. Consistem de intrusões de material subjacente ao longo do espaço criado pelos
antiformas geradas pelos escapes de fluídos durante a sedimentação. Já os pseudonódulos
(―Ball-and-pillows‖) se apresentam com um formato oval ou concêntrico, com diâmetros em
torno de 5cm, e são compostos por arenitos envoltos por camadas de granulometria mais finas
(siltitos). Esse tipo de estrutura de carga, é causado pelo rompimento de camadas arenosas
que descem para dentro das camadas lamosas situadas abaixo, devido ao peso do
soterramento ou a qualquer onda de choque (LOWE, 1975).
Essas estruturas se desenvolvem quando os sedimentos se depositam rapidamente, e
por estarem saturados em água, e assim pouco consolidados sofrem movimentação vertical.
Segundo Lowe (1975), esse fenômeno está associado a mudanças na pressão dos fluídos dos
poros, relacionado possivelmente à passagens de ondas de tempestade, correntes de gravidade
ou choques sísmicos.
Eixo da Dobra Convoluta
Foto 8. Dobras convolutas nos metarenitos da Formação Tombador,
localizados no leito do rio Lapão (UTM 8612320/241108 e cota: 370m).
Visada em perfil.
57
7.3.2 Estruturas Dúctil-Rúpteis
Na área de estudo foram identificadas estruturas dúctil-rúpteis, tais como: fault
propagation fold com geometria em kink, dobras em kink, pseudotaquilitos, tension gashes,
estilolitos, veios de quartzo.
Dentre as estruturas dúctil-rúpteis estudadas as dobras correspondem a monoclinais
suaves, localmente kinks e fault propagation fold com geometria em kink. Tais estruturas
compreendem dobras subsidiárias encontradas isoladas ou contidas nos flancos da dobra de
maior hierarquia (D1), correspondente ao flanco oriental do anticlinal do Pai Inácio. Nessas
dobras em kink associadas a fault propagation fold nem sempre se observa uma foliação (Sn)
superposta. As dobras com estilo Kink, segundo Marshak & Pluijim (2003) são dobras com
flancos retos e charneiras angulares, desenvolvidas comumente em pacotes de rochas
estratificadas. São formados por processos de deformação tangencial longitudinal entre as
camadas.
As dobras tipo Kinks associada a fault propagation fold foram observadas no perfil
realizado no rio Ribeirão, nos pontos CM-68 e CM-69 (Anexo 2). Ocorrem nos metarenitos
fluviais da Formação Tombador com dimensões de metros a dezenas de metros e assimetria
em S e em Z e planos axiais sub-verticalizados. Neste sentido são assimétricas, reclinadas,
vergentes para WSW, foram geradas e encontram-se isoladas junto às camadas não deformadas
(Foto 9). As superfícies de acamamento (S0) apresentam valores de mergulhos com maior
concentração densidade polar no quadrante ENE.
58
Essa geometria geral é a prevista para os Cinturões de Dobramentos e Cavalgamentos, de
acordo com Danderfer et al., (1993). Neste caso, a falha é reversa com atitude N325º/40ºNE
com bloco superior (a capa) que se move para WSW, e no bloco inferior (a lapa) ocorre a
WSW
WSW ENE
Foto 9. Em (A) tem-se um fault propagation fold associado a falha inversa, com movimentos dirigidos para oeste-
sudoeste (WSW), gerando intenso fraturamento nos metarenitos fluviais da formação Tombador. A falha está destacada
de vermelho e os planos de acamamento de azul. Seção realizada no Rio Ribeirão, Ponto CM-38 (UTM 240732\ 8607932
e cota: 470m). Visada em perfil. Em (B) tem-se a sua interpretação estrutural.
Falha reversa (N310°/45°NE)
(B)
(A)
59
dobra de arrasto (Foto 10). Verificaram-se também a ocorrência de tectonitos rúpteis ou
rochas geradas pela falha, tais como brechas na zona de falha.
Foto 10. Em (A) tem-se a visão lateral do afloramento com a estrutura fault
propagation fold localizado no leito do Rio ribeirão. A falha está destacada de
vermelho, com atitude de N315/30NE e os planos de acamamento de azul. Ponto CM-
39 (UTM 240732\ 8607932 e cota: 470 m). Em (B) tem-se a sua interpretação
estrutural.
WSW
SW
Kink Kink Falha de empurrão
(B)
(A)
60
Nos arcos externos dos dobramentos desenvolveram fraturas abertas preenchidas por
sílica que se encontravam orientadas preferencialmente em N320º/70ºNE e N150º/45ºSW
(Foto 11).
Foto 11. Fraturas de tração de atitude N150/45SW, preenchidas por sílica entre as superfícies de acamamento
dobrada nos metarenitos fluviais da Formação Tombador. Seção realizada no rio Ribeirão. Ponto CM-39 (UTM
240732\ 8607932 e cota: 470 m). Visada em perfil.
As estatísticas dessas medidas estão representadas no diagrama estereográfico da
figura 27. No diagrama de planos mostra que os planos possuem um trend ENE/WSW com
mergulhos variando entre 20º a 70º. Com esta configuração podem ser observados, no
diagrama de contorno dos pólos, valores máximos de 19ºp/057º e plano principal (em
vermelho) em N147º/71ºSW (Fig. 23). O eixo do dobramento (Lb) calculado, representado
pela estrela, está em 05ºp/330º e a atitude da guirlanda calculada (em amarelo), que
corresponde ao plano que une os pólos de cada um dos flancos, apresenta valor segundo
N051º/85ºSE. A partir da distribuição dos pólos dos planos de acamamento medidos pode-se
deduzir que essa dobra seja quase cilíndrica. Foram observados ainda, no espelho da falha,
superfícies de deslizamento que foram definidos por degraus (steps), que indicavam
cinemática inversa, e estrias de flanco (slickensides) de alto rake posicionadas em 50ºp/135º e
55ºp/140º, com o valor angular de 45º a 47º entre as linhas e o plano da falha, obtidos
estereograficamente.
Fraturas de Tração.
61
A ocorrência de dobras em kink assimétrico apresentava mergulho das camadas para
NE, se encontram no flanco oriental da dobra de hierarquia maior (D1) denominada de
Anticlinal do Pai Inácio (Foto 12). A classificação geométrica dessas dobras é baseada no seu
estilo. As mudanças da orientação das superfícies de acamamento ocorrem de maneira
abrupta, onde as camadas quase horizontais são fortemente flexionadas. Na Foto 12, as
camadas à esquerda são subhorizontais com mergulhos entre 5º e 10°, enquanto as camadas à
direita possuem S0 com mergulhos entre 10º a 70º orientados para ENE e na porção mais a
direita, limítrofe da dobra, o acamamento volta a apresentar mergulhos subhorizontais. Os
planos axiais medidos das kinks mostram atitude de N150º/60ºSW e N166º/35ºSW.
Hemisfério Inferior
Número de medidas = 44
Figura 23. Em (a) tem-se o diagrama estereográfico sinóptico das medidas dos flancos das dobras subsidiárias
nos metarenitos da Formação Tombador, a linha de amarelo representada pelo plano de guirlanda, a linha de
vermelho representa o plano axial e a estrela (amarela) representa o Lb calculado.
Formação Tombador
Medidas dos Flancos da Dobra (S0)
Máximo: 19ºp/057º
Plano máximo: N147º/71ºSW
62
Foto 12. Kink Band na Formação Tombador, ao longo da seção realizada no
Rio Ribeirão (trilha que vai para a Cachoeira do Sossego) Os planos axiais
estão destacados de vermelho (tracejado), as fraturas secundárias também de
vermelho (contínuo) e os planos de acamamento de azul. Ponto CM-38
(UTM 8607932/240159 e cota: 470m). Visada em perfil.
63
A identificação dos pseudotaquilitos ocorreu ao longo da seção realizada no rio
Lençóis, porção norte da área de estudo, nos afloramentos estudados: CM-08 e CM-09
(Anexo 2). Observam-se intensos fraturamentos e falhamentos nas fácies conglomeráticas da
Formação Tombador e, ao longo das superfícies das fraturas e falhas, estão presentes os
pseudotaquilitos de largura centimétrica e coloração preta a cinza-escuro, com matriz de
aparência vítrea (Foto 13). Os pseudotaquilitos são formados por fusão local devido ao
intenso atrito entre os blocos de uma falha (PASSCHIER & TROUW, 1996) e ocorrem em
zonas de cisalhamento rúptil. Foram observadas associadas tanto nas fraturas de cisalhamento
quanto nas falhas com movimentação relativa aparente sinistral e dextral. Nas falhas destrais
de atitude N280º-N300º/subvertical, a sua ocorrência é mais comum. A presença dessa rocha
de falha pode indicar um elevado grau de deformação.
Os pseudotaquilitos formam vários veios de material amorfo (vidro) e o quebramento
de grãos maiores nas bordas dos veios evidenciam predominantemente uma cinemática
transcorrente destral.
Próximo a discordância que marca a passagem entre as fácies deltaicas da Formação
Açuruá (Grupo Paraguaçu) com as fácies eólicas da Formação Tombador (Grupo Chapada
Pseudotaquilito deslocando
os seixos destralmente.
N290º
Foto 13. Presença de pseudotaquilitos preenchendo zona de cisalhamento
rúptil de direção N290º e deslocando os seixos com cinemática destral, nos
metaconglomerados da Formação Tombador, localizados no leito do rio
Lençóis (Serrano), cerca de 1 km da sede municipal de Lençóis CM-08
(UTM8610218/ 239962 e cota: 358 m). Visada em planta.
64
Diamantina), seção realizada no perfil Cachoeira da Fumaça, nos afloramentos CM-06 e CM-
07, notam-se fraturas de tração de dimensões centimétricas, cujo trend medido foi N340º
(Foto 14). Tratam-se de zonas de cisalhamento rúptil-dúctil, onde a deformação é
dominantemente rúptil, com alguns aspectos dúcteis. Essas estruturas são formadas durante a
deformação por cisalhamento simples, em regime distensional, que geram fraturas de tração
que são preenchidas por flúidos silicosos que cristalizam quartzo nos espaços das fraturas.
.
Os veios de quartzo apresentavam granulação grossa e se encontram quase sempre
paralelos aos planos de acamamento (S0). Além disso, essas estruturas foram cortadas e
deslocadas por fraturas mais novas, com direção preferencial N290º, subparalelas ao So.
Segundo Ramsay (1980), os tension gashes são estruturas que ocorrem paralelamente ao
tensor principal atuante (σ1), nos locais que foram encontrados posicionava-se segundo N340º
e o tensor mínimo ou de alívio (σ3) posicionava-se segundo N250º.
Ouro tipo de estrutura rúptil-dúctil observada é a junta estilolítica ou estilolito. Foram
encontradas nos afloramentos CM-06 e CM-07 (Anexo 2), mais precisamente nas fácies
Foto 14. Estruturas tipo Tension Gashes sugestivas de cinemática sinistral, nos metarenitos
da formação Tombador. Perfil Cachoeira da Fumaça. Ponto CM-06 (UTM
8605838/229561 e cota: 1.145m). Visada em planta
65
arenito fino, com laminação plano-paralela, de ambiente eólico da Formação Tombador. No
geral, são horizontais a suborizontais e paralelas ao acamamento (Foto 15).
Apresentam um espaçamento de dimensão centimétrica, a amplitude desses estilolitos
é regular, sendo que em alguns casos os picos podem chegar a 3-5cm de diferença.
Encontram-se cortados por juntas N320º/45ºNE, algumas vezes preenchidos por pequenos
precipitados de quartzo recristalizado. Por fim constituem uma feição tectônica/diagenética
muito importante, pois são excelentes marcadores de esforços compressivos. A atitude dos
estilolitos é de N052º/10ºSE.
Os veios de quartzo observados em toda a área de estudo compreendem veios que
possuem valores de ângulo de mergulho variado e que estão associados a fraturas de tração
com orientação geral NW-SE. Os dois conjuntos principais de direção para os veios das
formações Tombador e Açuruá são NW-SE e E-W (Fig. 24), com N270º-N280º (16,6%) com 8
medidas e N330º-N350º (12,5%) com 6 medidas.
Ϭ1
Estilólitos
(N052/10SE)
Foto 15. Estruturas do tipo juntas estilolíticas, ocorrem na fácies
eólico/fluvial na formação Tombador. Seção realizada na trilha para a
Cachoeira da Fumaça. Ponto CM-06 (UTM 8605838/229561 e cota:
1.145m). Visada em perfil.
66
Entretanto, suas ocorrências ainda foram observadas entre os estratos que compõem o
flanco leste do dobramento D1 (Anticlinal do Pai Inácio). Por sua vez, nesses veios, ocorrem
cristais centimétricos e fibrosos de quartzo e exibem em sua superfície estrias de
deslizamento, por vezes associadas a degraus, que indicam movimento aparente de
deslizamento do flanco (Foto 16 e Fig. 29). As estrias variam entre 15º a 20º,
excepcionalmente até 45º de caimento, ou seja, as lineações de crescimento de cristais
fibrosos de quartzo apresentam baixo rake e possivelmente estejam relacionadas ao
mecanismo do dobramento regional que arquiteturou a Serra do Sincorá.
Hemisfério Inferior
Número de medidas = 47
N = 47
Figura 24. Tem-se a roseta dos veios de quartzo nas rochas da formação Tombador e Açuruá. Hemisfério
Inferior, N= número de medidas.
Formações Tombador e Açuruá
Veios de Quartzo
N270º- N280º com 8 medidas (16,6%)
N330º-N350º com 6 medidas (12,5%)
67
7.3.3 Estruturas Rúpteis
As estruturas rúpteis são bastante representativas na área de estudo e compreendem
por: fraturas plumosas, fraturas escanoladas, fraturas indiscriminadas ou juntas, juntas
pinadas, bandas de cisalhamento (shear bands), estrias e lineações associadas, falhas de
natureza rúptil.
Dentre as estruturas rúpteis observadas na área, destacam-se as falhas, caracterizadas
por apresentarem nos seus planos degraus (steps) e, por vezes, estrias associadas. Nesse
sentido, tais elementos foram utilizados para verificar a movimentação relativa dos blocos
adjacentes ao plano da falha (Foto 17).
Durante os trabalhos de campo, verificou-se a ocorrência de alguns conjuntos de
falhas sobre as rochas da Formação Tombador e Açuruá. Ao todo foram medidos e estudados
cinematicamente 464 planos de falhas na área, sendo 154 na Formação Açuruá e 310 na
Formação Tombador. Uma quantidade razoável dos planos medidos possuía cinemática
definida que será detalhado adiante.
Fonte: Hobbs et al., (1976)
Foto 16. Veios de quartzo com estrias de deslizamento definidas por quartzos fibrosos, dispostos em painéis e degraus
(steps). Localizado no leito do rio Capivara. Ponto CM- 41 (UTM 240732/8607932 e cota: 472 m). Visada em planta.
68
Foi verificado um conjunto de falhas com direções preferenciais segundo N-S, NW-SE
e NE-SW. Neste sentido, foram encontrados movimentos aparentes direcionais variando entre
sinistral e dextral. As estruturas foram individualizadas de acordo com a cinemática
encontrada em campo. A família de falhas sinistrais aproximadamente N-S e NW-SE
possuem cinemática compatível com a falha de São João. Na figura 25 têm-se os diagramas
estereográficos das rosetas e pólos das falhas sinistrais e destrais.
N175 (Sinistral )
Foto 17. Degraus em plano de falha na Formação Açuruá com sentido da
movimentação relativa sinistral. Visada em perfil.
69
3 %
6 %
9 %
12 %
15 %
N = 199
Formações Tombador e Açuruá
Falha com movimento aparente Sinistrais
Máximo: 076ºp/02º
Plano máximo: N166º/88º
N = 265
Figura 25. Rosetas e diagramas de isodensidade polar das falhas (a) e dextrais (b) nas rochas da formação Tombador e
Açuruá. Hemisfério Inferior. N= número de medidas.
Formações Tombador e Açuruá
Falhas com movimento aparente Destrais
Máximo: 10ºp/150º e 02ºp/200º
Plano Máximo: N240º/80ºNW e N290º/89º
4 %
8 %
12 %
16 %
20 %
24 %
28 %
N = 199
N = 199
N = 265
(a)
(b) Formações Tombador e Açuruá
Falhas com movimento aparente
Destrais
N250-N240 com 77 medidas (39%)
N290-N300 com 66 medidas (33%)
Formações Tombador e Açuruá
Falha com movimento aparente
Sinistrais
N340-N350 com 88 medidas
(33%)
Lower hemisphere - 240015
Hemisfério InferiorNúmero de medidas = 199 Lower hemisphere - 240015
Hemisfério InferiorNúmero de medidas = 199
Lower hemisphere - 240015
Hemisfério InferiorNúmero de medidas = 265 Lower hemisphere - 240015
Hemisfério InferiorNúmero de medidas = 265
Ϭ1
70
As falhas sinistrais com 88 medidas possuem direção preferencial N340º-N350º
(33,33%) e mergulhos subverticais. Com plano principal (em vermelho) de N166º/88º, e pólo
máximo de 02ºp/076º (Fig. 25).
As falhas dextrais (Fig. 25) com 77 medidas (39%) possuem direções preferenciais
entre N240°- N250° e N290º - N300º com 66 medidas (33%). Com planos preferenciais de
N239º/80ºNW e N290º/89º, obtidos do pólo máximo de 10ºp/149º e 02ºp/200º,
respectivamente. Os mergulhos geralmente são subverticais e variam entre 62º a 89º. Tanto as
estrias das fraturas/falhas transcorrentes sinistrais, como dextrais, variam entre 2º a 30º (Fig.
26), podendo atingir, em caso isolado, até 45º de rake (obliqüidade). Nestes casos, pode
existir um componente oblíquo associado.
Assim, na região de trabalho, ocorrem três conjuntos preferenciais de falhas, N340º-
N350º, N240°- N250° e N290º - N300º. Sugere-se que o primeiro, NNW-SSE, e mais
penetrativo, é representado por fraturas do tipo Riedel (sintéticas em relação à falha de São
João), com movimentação relativa de sentido sinistral. Os outros dois conjuntos, por sua vez,
NE-SW e NW-SE, correspondem às fraturas antitéticas, com cinemática destral. Tem-se na
figura 27 a projeção estereográfica com os planos principais obtidos dos diagramas de
isodensidade polar.
Figura 26. Estereogramas para as famílias de falhas/fraturas sinistrais e dextrais, e suas respectivas estrias associadas,
encontradas na área de estudo. Em (a) Falhas transcorrentes sinistrais, em (b) Falhas transcorrentes Dextrais NE-SW e
em (c) Falhas transcorrentes Dextrais NW-SE. N= número de medidas. Hemisfério Inferior.
Falhas Sinistrais Falhas Destrais NE-SW Falhas Destrais NW-SE
R R´
X
Ϭ1
Ϭ1
Ϭ1
71
Além disso, um conjunto de fraturas sem preenchimento ou juntas foi verificado em
campo e estão representadas na figura 28. As juntas ocorrem com maior intensidade na região
de charneira do Anticlinal do Pai Inácio. As 335 medidas foram lançadas em diagramas de
roseta e de isodensidade polar, sendo que no primeiro método foi obtido um melhor resultado.
Com o diagrama de roseta (Fig. 28-a) pode-se obter um padrão expressivo de orientação
N340º-N350º (35%). Pelo diagrama de isodensidade polar (Fig. 28-b) as medidas se
mostraram dispersas, porém com o máximo de 35ºp/075º e 02ºp/043º, com os planos
máximos obtidos dos máximos de N165º/55ºSW e N133º/89º. Os diagramas ilustrados na
figura 28 certamente agrupam uma única fase de geração de juntas.
Figura 27. Projeção estereográfica dos planos preferenciais das falhas sinistrais e destrais
e suas relações cinemáticas.
Veios de quartzo N340º
72
A primeira moda M1 (N340º-N350º) compreende juntas sistemáticas pouco espaçadas
e sem preenchimento, distribuídas entre NNW e SSE subverticais e representa a posição de
juntas longitudinais ao eixo das dobras D1, e paralelas às falhas R, associadas à Falha de São
João, cujo espaçamento, na escala de afloramento, varia na ordem de centímetros a alguns
metros.
A segunda moda M2 pode ser dividida entre NE-SW e NW-SE, com menor frequência
E-W, são paralelas às falhas X, associadas à Falha do Rio São João e ocorrem na forma de par
conjugado, diagonais em relação ao eixo das dobras D1. Esse par apresenta orientações em
torno das direções NW-SE e NE-SW, com direção preferencial de N320º-N300º/subvertical
(37,8%) e N250º-N240º (25%). Entre os elementos estruturais associados a moda M2 estão as
juntas plumosas (Foto 18).
Figura 28. Em (a) rosetas das fraturas indiscriminadas nas rochas metassedimentares da formação Tombador e Açuruá.
Em (b) diagramas estereográficos sinóptico das fraturas indiscriminadas nas formações Açuruá e Tombador.
Hemisfério Inferior, N= número de medidas.
73
Foto 18. Marcas de juntas plumosas instaladas nos planos de fraturas de direção N190º/60ºNW, nas fácies
deltaicas da formação Açuruá, com movimentação de propagação sinistral. Visada em perfil.
A orientação dessas estruturas é aproximadamente transversal às dobras D1 e paralelas
às fraturas de cisalhamento transcorrentes R e R´(Foto 19), por isso são esperadas de serem
preenchidas por quartzo. Algumas dessas fraturas evoluíram para zonas estreitas de
falhamento (zonas de cisalhamento rúptil), com geração de cataclasitos e/ou juntas
extensionais escalonadas que evidenciam diretamente falhas transcorrentes sinistrais em
metarenitos fluviais da Formação Tombador com direção NW-SE (Foto 20).
Fonte: Plujim & Marshalk (2003)
(1976)
N
Foto 19. Juntas em ―X‖, marcadoras dos tensores de máxima compressão e máxima distensão. Ponto CM-15
localizado a 1,5 km a sul da cidade de Lençóis (UTM 8610204 /240507e Cota: 382 m). Visada em planta.
σ1 σ1
σ3
σ3
N290º
N350º
R
R´
74
.
As bandas de deformação vistas na região compreendem faixas de deformação
intragranular com cisalhamento localizado. O aspecto textural, na banda de deformação
sugere à cominuição dos grãos (DANTAS et al., 2003). As bandas de deformação (shear
bands) observadas na área de trabalho se orientam paralelas às falhas de direção N-S e NW-
SE. Os conjuntos de bandas de deformação observadas exibem larguras que variam desde
métricas a centimétricas (Foto 21) e quase sempre são observadas ramificações a qual se
assemelham com estruturas do tipo ―rabo-de-cavalo‖ ou horsetail splay, sendo que os splays,
em geral, possuem cinemática sinistral associada com as falhas N-S (sintético em relação à
falha de São João) e NW-SE, enquanto que os splays relacionados com as falhas NE-SW a E-
W geralmente apresentam cinemática dextral (antitético em relação à falha de São João) (Fig.
29). Caracterizam-se ainda por formar vários planos paralelos ou anastomosados (Foto 22).
As bandas de deformação atinge até 5cm de espessura e a faixa de concentração das zonas
pode atingir até alguns metros de extensão.
Foto 20. Vista em planta de zona de cisalhamento rúptil NW-SE (juntas
extensionais escalonadas) em metarenito da Formação Tombador. Ponto CM-
17(UTM 8610218/239962 e cota: 398m)
75
N090º (Dextral)
N310º - Shear Bands
Foto 21. Bandas de cisalhamento de direção N90, localizado no leito do rio
Lençóis, com os splays indicando movimentação destral. Ponto CM -14
(UTM 8610192/ 240587 e cota: 369m). Visada em planta.
Foto 22. Bandas de cisalhamento de direção N330, localizado no
leito do rio Lençóis. CM -14 (UTM 8610192/ 240587 e cota:
369m). Visada em planta
76
Observaram-se deslocamentos de seixos, nas fácies conglomeráticas da Formação
Tombador (Membro Lavras), que são marcadores cinemáticos de falhas com movimento
aparente direcional de pequeno rejeito (Foto 23), variando entre sinistral e destral. Em alguns
afloramentos exibem intenso fraturamento, com imbricação dos grãos tipo ―dominó‖ (Foto
24). Em muitos casos, apresentam direção N330º-N340º, com cinemática sinistral, em outros
casos apresentam direção N070º-N090º, com cinemática destral, ambos com planos de falha
com mergulhos verticais a subverticais. O intenso fraturamento representa o reflexo em
superfície de zonas de cisalhamento de natureza rúptil, no caso, provavelmente relacionadas,
aos lineamentos estruturais, observados em fotografias aéreas e imagens de satélite,
representados pelas falhas direcionais, possívelmente sintéticas (NNW-SSE) e antitéticas
(ENE-WSW) à Falha do Rio São João (Anexo 2).
Figura: Rosetas das bandas de cisalhamento (Shear Bands) com cinemática dextral (a) e
sinistral (b), nas rochas da formação Tombador e Açuruá. Hemisfério Inferior, N= número
de medidas.
77
Foto 23. Deslocamento de seixos, dos metaconglomerados da Formação Tombador, mini-falha com direção
N050 e cinemática dextral, localizado no rio Lençóis. Ponto CM-19 (UTM 8610036/239591 e cota: 432 m).
Visada em planta.
S N S N
N350 (Sinistral)
Fonte: Adaptado de Marshalk
(2003)
N050º (Dextral)
N
Foto 24. Falha de direção N350º e movimentação sinistral, com mini falhas antitéticas destrais nos metaconglomerados da Formação
Tombador, localizado no rio Lençóis. Ponto CM-20 (UTM 8609954/ 239470 e cota: 450 m). Visada em planta.
78
7.4 PETROGRAFIA e MICROESTRUTURAS
7.4.1 Petrografia
a) Formação Açuruá
Foi amostrado um metarenito fino da formação Açuruá no perfil Cachoeira da Fumaça
para análise petrográfica (Lâmina AM-06). O mesmo apresentou como mineralogia principal
80 % de quartzo e 20% de sericita (Fotomicrografia 1). Os grãos de quartzo mostram
dimensões entre 2 e 3 mm e são xenoblásticos com contatos curvos (côncavos e convexos)
entre si, apresentando extinção ondulante. A sericita ocorre nos interstícios entre os grãos de
quartzo, sendo considerada um mineral metamórfico, típico de baixo grau, produto da
alteração de grãos de feldspatos em fragmentos de rocha.
Qz
Mb
Qz
Fr
Fotomicrografia 1. Fácies arenito fino da Formação Açuruá
(Lâmina AM-06), apresentando grãos de quartzo (Qz)
subarredondados, com contatos côncavo-convexos entre si,
grãos de mica branca (sericita?) (Mb) e fragmentos de rocha
(Fr). Amostra coletada no perfil Cachoeira da Fumaça,
localizado 1,5 km do povoado de Caeté-Açu (Capão). Com
nicóis. (UTM 8605866 /229510 e cota: 1.140m).
79
b) Formação Tombador
Foi amostrado um metarenito eólico bastante silicificado da Formação Tombador
(Lâmina AM-07). Em lâmina delgada a composição mineralógica é de 97 % de quartzo e 3 %
de mica branca (Fotomicrografia 2). A rocha possui textura granoblástica decussada a
poligonal e xenoblástico, bastante compactada. Os grãos de quartzo com tamanhos entre 3 a 4
mm, são xenoblásticos de contatos curvos (côncavos e convexos) a interlobados (―lobate‖) ou
poligonais, além de apresentarem extinção ondulante. A moscovita apresenta tamanho em
torno de 1mm e ocupam os espaços entre os grãos de quartzo maiores do corpo rochoso.
Qz Qz
Qz
Qz Qz
Qz
7.4.2 Zonas de Falhas
Passchier & Trouw (1996) relacionam a microestrutura como um termo descritivo
para as relações mútuas, em escala microscópica, entre grupos ou agregados de cristais da
rocha. Uma caracterização microestrutural foi realizada para verificar os processos
deformacionais e mecanismos de recristalização que afetaram as rochas durante a evolução
estrutural da área. Em geral, predominam microestruturas relacionadas à tectônica rúptil, entre
Fotomicrografia 2: Quartzito da Formação Tombador com textura
granoblástica poligonal, subidioblástica e alguns contatos interlobados.
Amostra coletada no rio Lençóis (UTM 8610294 / 238881 e cota: 493 m).
Qz – Quartzo. Com nicóis.
80
elas: fraturamento e cominuição ao longo de bandas de cisalhamento (shear bands), textura
mortar, além dos pseudotaquilitos (rúptil-dúctil).
Foram estudadas duas lâminas (AM-04 e AM-05) de amostras coletadas em zonas de
cisalhamento rúptil (rochas cataclásticas). Verificou-se que os grãos de quartzo apresentam
superfícies angulosas, extinção ondulante, podendo ser indicativos de deformações posteriores
(tectônica ativa a levemente ativa), quebradiços com tamanhos diferenciados, desde 0,05mm a
4mm típicos de cataclasitos, ou microcataclase relacionada a uma fragmentação dos grãos
minerais, desenvolvida por microfissuras (Fotomicrografia 3).
Fotomicrografia 3: Brecha de falha coesiva em metarenito fluvial da Formação Tombador, apresentando
fragmentos de grãos de quartzo (Qz) angulares e de tamanho variável. Com nicóis cruzados. Lâmina AM-04.
Dentre as microestruturas cataclásticas texturas deformadas e fragmentadas
encontradas, observa-se ainda a ocorrência da textura mortar, onde alguns porfiroclastos
deformados são envolvidos por grãos menores, de mesma composição, em direção às bordas,
produtos da fragmentação do mineral. Tais estruturas, segundo Sibson (1977), são
diagnósticas de metamorfismo dinâmico e resulta de tensões dirigidas por cisalhamento. Em
quase todas as laminas estudadas observaram-se fraturamento dos grãos do arcabouço. Nas
lâminas AM-08 e AM-09 os grãos foram cominuidos ao longo de bandas de cisalhamento
(shear bands) (fotomicrografia 4).
Fonte: Adaptado Passchier & Trouw (2005)
Qz Qz
Qz
81
Em alguns casos as amostras coletadas sugerem deformação em condições
metamórficas de maior temperatura, com desenvolvimento de foliação, como é o caso das
lâminas AM-02 e AM-07. Compreendem quartzitos com grãos de tamanhos equivalentes, em
torno de 3mm a 5mm (equigranular), e nelas, as microestruturas são granoblástica poligonal
(fotomicrografia 5). Os grãos de quartzo estão levemente orientados em processo de
poligonização. Alguns dos mecanismos sugestivos de recristalização dessas rochas são: o
crescimento de quartzo e os contatos interlobados do tipo quartzo-quartzo, suturados a
serrilhados, causado por deformação de bordas de grãos. Os microcristais de feldspato
presentes apresentam geminação deformada e os grãos maiores estão preservados retos de
arredondamento (retos de feições primárias, mais resistentes a deformação).
Shear Bands
Microfraturamento dos grãos
Fotomicrografia 4: Grãos cominuidos ao longo de uma banda de cisalhamento
(Shear-Band) nos metarenitos eólicos da formação Tombador. Com nicóis
cruzados. Lâmina AM-09.
82
7.5 Integração e Discussão das Estruturas Mapeadas no Campo e Evolução
Deformacional
O modelo da evolução deformacional para a porção norte da Serra do Sincorá,
Chapada Diamantina Oriental remonta à fase de inversão parcial da bacia em sua fase
sinéclise. Essa inversão ocorreu a partir de mecanismos induzidos de colisão nas bordas do
Cráton do São Francisco a norte, oeste e sudoeste durante o Neoproterozóico. Tratam-se de
colisões diacrônicas que formaram os cinturões de cavalgamentos e dobramentos, afetando as
coberturas mesoproterozóicas do Aulacógeno do Paramirim (DANDERFER, 1990;
DANDERFER et al., 1993, CRUZ & ALKIMIM, 2006; diversos autores).
Considerando a situação da área estudada, em relação ao contexto da bacia,
mesoproterozóica, bem como a disposição das principais estruturas em relação à sua situação
geotectônica, pode-se esboçar o modelo evolutivo simplificado para a região, que abrange a
área de estudo, a partir da divisão em dois estágios de deformação, entre eles: um estágio
compressivo (D1) e um estágio transcorrente (D2).
Fotomicrografia 5: Em (a) Quartzito eólico da Formação Tombador com textura granoblástica poligonal,
subidioblástica e em (b) alguns contatos interlobatos. Amostra coletada no rio Lençóis (UTM 8610294 /
238881 e cota: 493 m). Qz – Quartzo. Com nicóis. Aumento de 5 X e 40 X respectivamente.
a)
b)
Mb
Qz
Qz
Textura Granoblástica Decussada
Contato Interlobado
83
Estágio Deformacional D1
Compreende um estágio de deformação compressional onde se nucleou as dobras (D1),
correspondente ao Anticlinal do Pai Inácio, e uma série de estruturas localizadas nos flancos
dessa dobra, tais como: juntas associada ao dobramento, dobras subsídiárias, dobras em kink e
falhas reversas relacionadas com fault propagation fold.
As dobras regionais do primeiro estágio de deformação (D1) são as estruturas
dominantes na área de estudo. O seu efeito, em um diagrama sinóptico das medidas de
acamamento, de toda a área, fornece uma dispersão dos pólos em torno de um eixo com
caimento 07º/026º e um plano axial em N025º/81ºSE. O anticlinal do Pai Inácio é simétrico,
com ângulos interflancos em torno de 162º (Fig. 30). As estrias e as lineações de fibras de
quartzo (Lf), quase sempre relacionadas a degraus (steps), situadas nos flancos da dobra,
posicionam aproximadamente 90º (ortogonal) em relação à direção da charneira do anticlinal,
e por isso, segundo Ramsay & Rurber (1987), são resultados de deslizamentos interestratais.
Nos flancos desse anticlinal predominaram mecanismos de dobramento por deslizamento
flexural, enquanto na região de charneira prevaleceu a flambagem (flexural slip e buckling,
sensu Park, 1989). Ainda, ao longo do flanco oriental, desenvolveram-se dobras subsidiarias
com geometria em Kink assimétricas e falhas reversas, com mergulho de 45º e direção para
ENE, com desenvolvimento simultâneo ou tardio em relação ao dobramento maior. De acordo
com Sibson (1985), o ângulo máximo de mergulho para a nucleação de falhas de
cavalgamento é em torno de 30º. Falhas desse tipo, com mergulhos superiores aos previstos,
sugerem reativação de estruturas antigas ou rotações associadas com processos de
dobramentos e/ou falhamentos. Neste sentido, sugere-se uma rotação passiva desses
elementos em virtude de processos de dobramentos associados com o evento D1.
84
Figura 30. Ilustração esquemática da disposição das estruturas deformacionais do estágio deformacional D1.
As fraturas relacionadas à esse estágio deformacional D1, compreendem juntas de
tração que são representadas pelas fraturas longitudinais, transversais e diagonais ao eixo do
anticlinal do Pai Inácio. Apesar de não ter sido efetuado um estudo sistemático de
hierarquização e de interpretação da relação causa e efeito das dobras e das falhas, foi
possível caracterizar um padrão espacial de distribuição das juntas sistemáticas coerente com
o dobramento regional D1.
A primeira moda M1 N350º-N340º (35%) compreende juntas sistemáticas pouco
espaçadas distribuídas entre NNW e SSE subverticais e representam a posição de juntas
longitudinais ao eixo das dobras D1, cujo espaçamento, na escala de afloramento, varia na
ordem de centímetros a alguns metros.
A segunda moda (M2) dividida entre NW-SE e NE-SW, com menor freqüência E-W,
pode representar estruturas de segunda ordem que ocorrem na forma de par conjugado,
diagonais em relação ao eixo das dobras D1. Esse par apresenta direção preferencial de
N330º-N310º/subvertical (37,8%) e N060º-N070º (25%).
85
Por fim, ainda associado ao estágio deformacional D1, hospedam-se veios de quartzo
que preenchem juntas de tração E-W e NW-SE (veios extensionais), os mesmos também se -
instalaram preenchendo falhas reversas e por vezes interestratalmente, principalmente através
do formato ―saddle reef‖ (Fig. 31). Os Veios de quartzo localizados paralelos ao acamamento
exibem estrias de deslizamento definidas por quartzos fibrosos, dispostos em painéis e
degraus (steps), que por vezes indicam um componente de deslizamento interestratal.
Figura 31. Arranjo dos veios de quartzo no dobramento D1.
Estágio Deformacional D2
O segundo estágio deformacional é representado pela transcorrência sinistral e de
direção NNE a NS que segundo Lagoeiro (1990, apud Danderfer et al., 1993) pode ser vista
como uma manifestação na porção norte do cráton do São Francisco, dos processos geradores
das faixas Rio Preto e Riacho do Pontal, que estruturaram falhas de empurrão e dobras com
vergência para sul. Neste evento colisional, do Brasiliano, metacarbonatos do Supergrupo São
Francisco, foram dobrados e truncados por zonas de cisalhamento E-W, enquanto que nas
rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço se instalaram zonas de cisalhamento
transcorrentes rúpteis-dúcteis. Na área de estudo desenvolveu-se a falha do Rio São João com
86
movimento transcorrente e cinemática sinistral que bordeja à norte a Serra do Sincorá até a
altura do povoado Caeté-Açu (Capão), sul da área de estudo, e foi responsável pela
estruturação da Serra do Sincorá, na sua porção setentrional. (Fig. 32).
Figura 32. Ilustração esquemática da disposição das estruturas deformacionais do estágio deformacional D2.
Fazendo uma integração dos dados de fraturas de cisalhamento e falhas associadas ao
estágio D2 na área de trabalho, cujas orientações mais freqüentes foram N340º-N000º, N230º-
N250º e N290º-N300º. Estes foram agrupados de acordo com sua orientação espacial e
freqüência. As estrias desses planos, possuem rake com os planos de fatura que variam entre 2
a 30º, podendo atingir excepcionalmente até 45º de obliqüidade,. Estes rakes, juntamente com
a análise cinemática das fraturas e falhas conjugadas, indicam tectônica de transcorrência para
evolução dessas estruturas.
Ocorrem na área de estudo três principais padrões de fraturamentos e falhamentos
conjugados: um melhor observado na porção leste da área com fraturas orientadas N340º e
87
N300º, indicando que o σ1 estaria posicionado a N320º. Já o segundo padrão conjugado
apresenta-se segundo N210º e N160º, caracterizando o σ1 a N185º. O terceiro par apresenta-
se segundo o azimute N355º/75ºE associado com N315º/80ºNE, resultando numa compressão
N335º (σ1). Estes dados sugerem que os campos de tensão principal variaram no espaço de
deformação ao longo de WNW-ESE descrevendo, consequentemente, um movimento de
massa aproximado NNE-SSW, com associada tração NW-SE que estruturou a porção norte da
Serra do Sincorá, e que representa a direção dos grandes vales na área de estudo.
A presença de rochas de falha na área é um indício da formação dos grandes
lineamentos negativos, observados nas imagens de satélite e fotografias aéreas. Os sistemas
de falhamentos direcionais, principalmente os de direção NW-SE, proporcionaram o
desenvolvimento de rochas de falhas rúpteis e rúpteis-dúcteis (brechas e pseudotaquilitos),
além de bandas de cisalhamento (shear bands) e lineação de fibra mineral (Lfx), cuja
cinemática relativa quase sempre é de movimento aparente sinistral, distribuídas em vários
locais na área de estudo. Segundo Twiss & Moores (1992), as rochas de falha friáveis são
formadas em profundidades que variam de 1 a 4 km e as coesivas entre 4 a 10 km, portanto
pode-se inferir que o sistema de falhamento formou-se em profundidade superiores a 5 km.
Por fim, os estilolitos observados na área de estudo, são sub-horizontais ao acamamento e
encontram-se associados às juntas de tração de direção NW (N320º). Neste caso, são
formados por dissolução de quartzo, por efeito da tensão, que se reprecipita ao longo das
juntas, representando processo rúptil-dúctil.
A partir do padrão de abertura dos vales NNW-SSE e o sistema de fraturas de
cisalhamento sinistral e destral, pode-se sugerir uma tectônica rúptil de cisalhamento Riedel
(RIEDEL, 1929) para a estruturação da Serra do Sincorá na área de estudo.
As fraturas distensivas preenchidas por quartzo e rotacionados sentido anti-horário
(tension gashes), indicam a existência de uma transição nos campos deformacionais de rúptil-
dúctil para rúptil. A relação angular entre os indicadores cinemáticos nas superfícies de
deslizamento e os eixos das dobras D1 indica a atuação de uma componente de rotação anti-
horária (sinistral) que ocorreu após a nucleação das dobras D1.
88
8 CONSIDERAÇÕES FINAIS
A análise estrutural geométrica-cinemática das estruturas presentes nas rochas
aflorantes na serra do Sincorá permitiu verificar que a deformação tectônica que atingiu essas
rochas foi de caráter predominantemente dúctil-rúptil a rúptil e pode ser caracterizada a partir
do estudo de diferentes tipos de estruturas, enfocando desde a mega-escala, até a micro-
escala.
Dentre as estruturas presentes na área da pesquisa, o Anticlinal do Pai Inácio é a
estrutura de maior representatividade. Nos diagramas estereográficos, a distribuição dos pólos
π do acamamento (S0) forneceram informações importantes quanto a geometria do Anticlinal
do Pai Inácio. Analisando o caráter cilíndrico da dobra (TURNER & WEISS, 1963 apud
LOCKZY & LADEIRA, 1976) classifica-se essa dobra, grosso modo, como quase-cilíndrica,
ou seja, aquelas que se aproximam do modelo cilíndrico. A partir dos ângulos interflancos,
obtido esterográficamente, a mesma pode também ser classificada como dobra suave
(ROWLAND, 1986). Pela classificação das dobras a partir do mergulho do plano axial e o
caimento do eixo de Rickard (1971) e Ragan (1985), com base na classificação de Fleuty
(1964), o anticlinal do Pai Inácio pode ser classificado como dobra horizontal em pé.
Outra estrutura dominante é representada por um extenso falhamento direcional, que
se encontra posicionada na porção oeste do anticlinal do Pai Inácio e da área de estudo. Essa
estrutura descrita por Filho et al., (1999) é denominada de falha de São João e no povoado de
Campos de São João foram observados shear bands com forte cominuição e recristalização de
quartzo com estruturas de splays (―rabo de cavalo‖), que indicam movimentação relativa
sinistral (deformação rúptil). As fraturas de cisalhamento, algumas delas, apresentavam
crescimento de quarto onde os steps e a estrias também indicam movimentação relativa
sinistral dada pelo ―missing block‖. As lineações de estiramento (fibra de quartzo) possuíam
atitude de 20°p/015° e 40°p/255º de alto rake e slickensides (25ºp/265º) que são indicadores
cinemáticos para a movimentação relativa dessa falha, o que corrobora com a interpretação de
Filho et al., (1999).
Os mapas de lineamento juntamente com os dados coletados em campo serviram de
base para uma compartimentação estrutural da área de estudo e, a partir destes, avaliar os
padrões de faturamentos. A análise dos lineamentos estruturais revelou também alguns
aspectos importantes na distribuição espacial dos lineamentos na área, dentre os quais,
destacam-se:
89
a) Os dados adquiridos correspondem a quebras negativas de relevo, feições lineares de
drenagem e vales, e foram agrupados em três classes: NW-SE, N-S e W-E;
b) Repetição sistemática dos grandes lineamentos NNW-SSE, marcados em escala
regional, e que afetam todas as unidades geológicas da região;
c) A presença de lineamentos de ordem quilométrica de direção NNW-SSE, que
correspondem a formação dos grandes vales, característicos da área de estudo, e que
não são tão salientes como os de direção a NNE-SSW.
Considerando a situação da área estudada, em relação ao contexto da bacia, bem como
a disposição das principais estruturas em relação à sua situação tectônica, sugere-se que a área
de estudo tenha sido afetada por pelo menos dois estágios deformacionais (D1e D2), durante o
Neoproterozóico, semelhante ao sugerido por Danderfer (1990).
O estágio D1 compreende um estágio de deformação compressional onde se nucleou o
dobramento (D1), correspondente ao Anticlinal do Pai Inácio, e uma série de estruturas
localizadas nos flancos dessa dobra, tais como: juntas associada ao dobramento, dobras
subsídiárias, dobras em kink e falhas de empurrão. Nos flancos das dobras predominaram
mecanismos de dobramento por deslizamento flexural, enquanto na região de charneira
prevaleceu a flambagem (flexural slip e buckling, sensu PARK, 1989). As fraturas
relacionadas ao estágio deformacional D1, compreendem juntas de extensão que são
representadas pelas fraturas longitudinais e diagonais (juntas de cisalhamento) ao eixo do
anticlinal do Pai Inácio.
O estágio D2 compreende um estágio de deformação que é representado por uma
transcorrência regional sinistral e transtassiva, correspondente a um estágio evolutivo
colisional obliquo. Na área de estudo desenvolveu-se a falha do Rio São João de movimento
transcorrente e cinemática sinistral que bordeja a norte a Serra do Sincorá até a altura do
povoado Caeté-Açu (Capão), sul da área de estudo, e foi responsável pela estruturação da
serra, principalmente com o desenvolvimento de falhamentos de direção NNW-SSE.
Os sistemas de falhamentos direcionais, principalmente os de direção NW-SE,
proporcionaram o desenvolvimento de rochas de falhas rúpteis e rúpteis-dúcteis (brechas,
gouges e pseudotaquilitos), além de bandas de cisalhamento (shear bands) e estiramento
mineral (Lx), cuja cinemática relativa quase sempre é sinistral, distribuídas em vários locais
na área de estudo. Pode-se inferir que o sistema de falhamento formou-se em profundidade
superiores a 5 km. Tais estruturas são resultados de intensas pressões dirigidas, observáveis
90
em escala microscópica, e sugere-se que as mesmas se deformaram rúptilmente e continuaram
a se deformar até a proximidade com o limite rúptil-dúctil.
As juntas de cisalhamento Riedel (RIEDEL, 1929 apud ANTUNES, 2004) foram o
critério utilizado para definir a movimentação relativa entre os blocos, durante o estágio D2
da deformação. A partir do padrão de abertura dos vales e o sistema de fraturas com
cinemáticas pode-se sugerir uma tectônica rúptil de cisalhamento Riedel para a explicação da
estruturação da Serra do Sincorá na altura da área de estudo. Assim, conformando com os
dados obtidos nas literaturas disponíveis na região da Chapada Diamantina Oriental
(DANDERFER, 1990; PEDREIRA & BONFIM, 1990 e LAGOEIRO (1990) apud
DANDERFER et al., 1993) .
91
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100
101
Legenda:
Imagem SRTM (Shutlle Radar System)
RGB
Red: Band_1
Green: Band_2
Blue: Band_3
Cidades
& Caeté-Açu
& Lençóis
Área de Estudo
Lineamentos Estruturais
Anexo 3. Mapa de lineamentos estruturais da área de estudo, mostrando os lineamentos negativos em vermelho, com direção preferencial NW-SE, nas imagens
de radar SRTM (Shutlle Radar Topography Mission).
±
0 1.500 3.000 4.500 6.000750Metros
Escala: 1.100.000
102
Legenda:
Imagem LANDSAT-5
RGB
Red: Band_7
Green: Band_3
Blue: Band_1
Cidades
& Caeté-Açu
& Lençóis
Área de Estudo
Lineamentos Estruturais
Anexo 4. Mapa de lineamentos estruturais da área de estudo, mostrando os lineamentos negativos em vermelho, com direção preferencial NW-SE, nas imagens de
satélite LANDSAT 5.
±0 1.500 3.000 4.500 6.000750
Metros
Escala: 1.100.000
Datum: SAD-69 – South American (1969)
Diagrama de Roseta: N=110
103
Anexo 5. Mapa de lineamentos estruturais da área de estudo, mostrando os lineamentos negativos em vermelho, com direção preferencial NW-SE, nas fotografias aéreas
número 882, 881 e 880 (CBPM, 1964).
Legenda:
Fotografia Aéreas
Valor
Alto : 1694
Baixo : 262
Cidades
& Caeté-Açu
& Lençóis
Area de Estudo
Lineamentos Estruturais
±0 3.000 6.000 9.000 12.0001.500
Metros
Escala: 1.150.000
Datum: SAD-69 – South American (1969)
Diagrama de Roseta: N= 243