ESTUDO DOS SENTIDOS DE FLUXOS GRAVITACIONAIS DA FORMAÇÃO MARACANGALHA (EOCRETÁCEO). BOM DESPACHO, NNE DA ILHA DE ITAPARICA, BAHIA, BRASIL

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS Curso de Geologia NELIZE LIMA DOS SANTOS ESTUDO DOS SENTIDOS DE FLUXOS GRAVITACIONAIS DA FORMAÇÃO MARACANGALHA (EOCRETÁCEO). BOM DESPACHO, NNE DA ILHA DE ITAPARICA, BAHIA, BRASIL Salvador 2011 i

2 NELIZE LIMA DOS SANTOS ESTUDO DOS SENTIDOS DE FLUXOS GRAVITACIONAIS DA FORMAÇÃO MARACANGALHA (EOCRETÁCEO). BOM DESPACHO, NNE DA ILHA DE ITAPARICA, BAHIA, BRASIL Monografia apresentada ao curso de Geologia, do Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia. Orientador: Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes Salvador 2011 ii

3 NELIZE LIMA DOS SANTOS ESTUDO DOS SENTIDOS DE FLUXOS GRAVITACIONAIS DA FORMAÇÃO MARACANGALHA (EOCRETÁCEO). BOM DESPACHO, NNE DA ILHA DE ITAPARICA, BAHIA, BRASIL Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora: 1º Examinador Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes Orientador Instituto de Geociências, UFBA 2º Examinador Prof. MSC Idney Cavalcanti da Silva Instituto de Geociências, UFBA 3º Examinador Prof. Dr. Carlson Matos Maia Leite Instituto de Geociências, UFBA /Petrobrás Salvador 2011 iii

4 De tudo ficaram três coisas: A certeza de que estamos começando, A certeza de que é preciso continuar e A certeza de que podemos ser interrompidos antes de terminar Fazer da interrupção um caminho novo, Fazer da queda um passo de dança, Do medo uma escola, Do sonho uma ponte, Da procura um encontro, E assim terá valido a pena existir! FERNANDO SABINO iv

5 AGRADECIMENTOS Agradeço a minha família, por todo o apoio e carinho cedido ao longo destes anos. Em especial aos meus pais: Antônio e Ednalva, e aos meus irmãos Rogério e Nilma. Ao meu companheiro Virgilio por me dar todo amparo e pela paciência. Aos mestres, tão importantes para minha formação, em especial, a Osmário, Tânia, Olívia, Reginaldo, Flávio, Marcão, Roberto Rosa, Michel Holtz, Zoltan, Amalvina, Ângela, Carlson, Haroldo Sá. Ao PRH-ANP, em especial, ao professor Cícero. À César Gomes por ter aceitado orientar este trabalho. Ao colega Lucas Neri pelo grande auxílio. Aos amigos que nasceram nesta fase da vida: Michele, Tatiana, Amanda, AJ, Thiene, Dira, Valter, Asafe, Caio, André, Eula, Gleice, Gleide, Henrique, Milena, Josafá, Fabiane, Verônica, Luana e a todos que fizeram parte desta caminhada. v

6 RESUMO A Bacia do Recôncavo está inserida no Sistema de Rifts Recôncavo-Tucano-Jatobá; cuja origem está associada aos estágios precoces da abertura do Atlântico Sul e ruptura do Gondwana. A Formação Maracangalha (~ 140 Ma), teve a sua deposição iniciada a partir de um sistema lacustre durante a fase rift da Bacia do Recôncavo. Esta formação é composta por folhelhos que acomodam dois membros cujas origens estão associadas à fácies gravitacionais e deformacionais, os Membros Pitanga (fluxos gravitacionais de massa) e Caruaçu (fluxos gravitacionais de massa e de sedimento). A presente monografia tem como objetivo principal, interpretar os sentidos de fluxo sedimentar gravitacional, nos depósitos arenosos da Formação Maracangalha, indicando as suas áreas fontes. Desta forma foram analisadas as estruturas deformacionais indicativas existentes na formação e os principais campos de tensão atuantes, relacionados aos fluxos gravitacionais. O estado plástico dos sedimentos permitem encontrar estruturas que apresentam-se tanto no estado rúptil quanto no altamente dúctil, sendo possível encontrar estilos deformacionais diversos. Para realização deste estudo foram coletados um total de 284 medidas planares e lineares em três sub-áreas distintas, separadas de acordo com o seu grau de deformação. As estruturas encontradas foram separadas em quatro grupos conforme com o seu processo de formação: i) estruturas pré-deformacionais, acamadamento (S 0 ); ii) estruturas no estado plástico, dobras cilíndricas e cônicas; iii) estruturas de injeção (liquefação), diques clásticos; ambas relacionadas com eventos cedo ou sin-sedimentação, e por fim iii) estruturas no estado sólido, sendo estas tardi-sedimentação, falhas reversas originadas por dobras e os duplex contracionais. Foi verificado que certas estruturas são bons indicadores do sentido aparente do movimento de massa. Integrando os dados das 3 sub-áreas, temos que as superfícies de acamadamento possuem direção preferencial N120 -N130, com mergulhos variáveis. Os eixos de dobras possuem direção preferencial N190 -N200, sugerindo um fluxo aparente para SW. A análise do campo de tensão, na área de trabalho, indica um movimento compressivo para SSW, relacionado à movimentação de massa. Palavras-Chave: Formação Maracangalha; Fluxos Gravitacionais; Estruturas Deformacionais. vi

7 ABSTRACT The Reconcavo Basin is located at the Reconcavo-Tucano-Jatoba s rift system, whose origin is associated with early South Atlantic s opening stages and Gondwana s rupture. The Maracangalha Formation (~140 My) had its deposition started from a progradational lacustrine system during Reconcavo Basin s rift stage. This formation consists of shales which accommodate two members whose origins are associated to gravitational and deformational facies: Pitanga s (slump) and Caruaçu s (turbidity currents) Members. The main objective of this monograph is to interpret the gravitational sedimentary flow sense at the turbiditic deposits of the Maracangalha Formation, indicating their source areas. Thus, indicative deformational structures existing in the formation were analised. The mechanical state of the sediments allows to find structures that are both in brittle and highly plastic state, allowing to find several deformational styles. To perform this study were collected a total of 284 planar and linear measures of what in three distinct sub-areas, separated according to its deformation stage. The structures found were separated in four groups according to this process of formation: (i) pre-deformational structures; (ii) structures in a plastic state; (ii) injection structures (liquefaction and fluidization), both related to early events or sinsedimentation, and finally (iv) structures in a solid state. In the first case, was observed the existence of a layered surface (S 0 ). Related to the structures in a plastic state are the cylindrical and conic folds; in the group of injection structures, clastic dykes occur. In the fourth group are the reverse faults, caused due slump and the transpressional duplex system. Integrating data between the three sub-areas, we have as result that the layered surface preferred direction are N120 -N130, with variable dips. Fold axe s preferred directions are N190 -N200, suggesting a local flow to the SW. The analysis of the strain field responsible for the sediment deformation from gravitational flow, in the area of work, indicates a compressive movement to SSW (N210 o ), related to gravitational mass flow. Key words: Maracangalha Formation; Gravitational Mass; Recôncavo Rift vii

8 SUMÁRIO LISTA DE FIGURAS...ix CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO Localização e Acesso da Área de Estudo Contextualização e Apresentação do Problema Objetivos Justificativa Método de Trabalho... 6 CAPÍTULO 2 GEOLOGIA REGIONAL A Bacia Recôncavo-Tucano-Jatobá A Bacia Recôncavo CAPÍTULO 3 ASPECTOS TEÓRICOS RELACIONADOS AOS FLUXOS GRAVITACIONAIS Fluxos Gravitacionais de Sedimentos Deformação em Fluxos Gravitacionais CAPÍTULO 4 GEOLOGIA LOCAL Caracterização Faciológica dos Depósitos Sedimentares Caracterização das Estruturas Deformacionais Relacionadas aos Fluxos Gravitacionais CAPÍTULO 5 APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS Análise dos Diagramas CAPÍTULO 6 SÍNTESE DOS RESULTADOS CAPÍTULO 7 CONCLUSÕES REFERÊNCIAS viii

9 LISTA DE FIGURAS Figura 1.1. Localização da Bacia do Recôncavo em relação à América do Sul, Brasil e bacias adjacentes. Dias Filho (2002) Figura 1.2: Localização, limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo. Milhomem et. al. (2003) Figura 1.3. Mapa de localização da área de estudo, destacado em vermelho. Bom Despacho - Ilha de Itaparica - Bahia Figura 2.1: Domínios estruturais no embasamento em torno do rift do Recôncavo- Tucano-Jatobá. Adaptado de Magnavita (1992, 1996) Figura 2.2: Seção geológica esquemática da Bacia do Recôncavo; observe que a cunha de sedimentos que preenche a bacia aumenta de espessura para leste, próximo a Falha de Salvador, em função do grande deslocamento do embasamento na borda falhada da bacia. Petrobrás, Figura 2.3: Coluna estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Caixeta et. al. (1994) Figura 2.4: (a) Mapa tectônico simplificado da Bacia do Recôncavo com as principais estruturas rúpteis associadas. A porção sul da Falha de Mata-Catu e a Falha de Itanagra Araçás conectam-se com a Falha de Salvador, enquanto que a porção norte da Falha de Mata-Catu conecta-se com a Falha de Tombador. (b) Seções geológicas mostrando a posição da borda falhada da Bacia do Recôncavo. (c) Seção ao longo do strike da Falha de Salvador. A Falha da Barra é o limite sul da Bacia do Recôncavo. Destro et. al. (2003) Figura 2.5: Distribuição do campo de óleo e gás na Bacia do Recôncavo. À sul e a norte da falha de Mata-Catu, constituem importantes trends de petróleo. Área de estudo destacada em vermelho. Magnavita et. al. (2005) Figura 2.6: Mapa geológico esquemático com localização do Rift Recôncavo-Tucano- Jatobá, mostrando a distribuição das sequências: pré, sin e pós-rift. (Magnavita, 1992; Magnavita et. al. 2005) Figura 2.7: Paleogeografia da Sequências Sinéclises e Pré-Rift da Bacia do Recôncavo. Observar discordância entre as sequências. Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et. al. (2005) Figura 2.8: Paleogeografia da Seqûencia Rift na Bacia do Recôncavo, observar processos de argilocinese na Fm. Maracangalha, e as camadas arenosas dos membros Pitanga e Caruaçu. Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et. al. (2005) Figura 2.9: Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe. Figueiredo et. al. (1994) Figura 3.1: Principais fluxos gravitacionais e suas características quanto ao regime reológico, mecanismo de interação grão/fluido, declive mínimo e depósito. Modificado de Giannini & Riccomini (2000) Figura 3.2: Modelo esquemático de um slide, indicando movimento de translação em superfície plana Figura 3.3: Modelo esquemático de um slump, indicando movimento de translação + rotação em superfície côncava Figura 3.4: Representação esquemática de um corpo de deslizamento (slide), observar as zonas extensionais (porção proximal), e as zonas compressionais (porção distal). Stow et. al. (1996) Figura 3.5: Representação esquemática de um corpo de escorregamento (slump), observar a zona da escarpa proximal, e a zona distal, mais deformada. Stow et. al. (1996) ix

10 Figura 3.6: Diagrama esquemático idealizando a evolução de um fluxo gravitacional. Shanmungam (2006) Figura 3.7: Comportamento reológico e mecanismo de suporte para diversos tipos de fluxo gravitacionais de sedimentos. d Ávila et. al. (2008) Figura 3.8: Sequência de Bouma (Bouma, 1962) completa e os seus mecanismos de deposição inferidos para os intervalos TA (corrente de turbidez de alta densidade) e TB- E (corrente de turbidez de baixa densidade desacelerante). Posamentier & Walker (2006) Figura 3.9: Corrente de turbidez bipartida em uma camada basal densa e laminar e uma camada superior turbulenta. Os clastos se movimentam um em relação aos outros na interface das duas camadas, onde o fluxo possui alta velocidade. d Ávila et. al. (2008) Figura 3.10: Fácies turbidíticas de uma corrente de turbidez ideal, sem a fácies (F1). Mutti et. al. (1999 apud Paim et. al. 2003) Figura 3.11: Modelo de deslocamento esquemático de um fluxo gravitacional, indicando o regime deformacional de acordo com cada posição do slump. Deabacker et al. (2007) Figura 3.12: Modelo esquemático destrinchando as estruturas deformacionais de acordo com a posição do fluxo na rampa. Dykstra et. al. (2005) Figura 3.13: Representação de um depósito de escorregamento com geração de dobras cilíndricas e de arrasto. As setas indicam o sentido do fluxo. Smith (2000) Figura 3.14: Esquema tridimensional indicando o desenvolvimento de dobras com eixo perpendicular ao sentido de movimentação do fluxo evoluindo para dobras com variáveis posições de charneira, inclusive tendendo a paralelização com o sentido do fluxo. Strachan & Alsop (2006) Figura 4.1: Mapa geológico do compartimento sul da Bacia do Recôncavo, observar a totalidade da Ilha de Itaparica inserida no Grupo Ilhas. Perfil litológico composto ilustrativo da sucessão estratigráfica completa da Bacia do Recôncavo, com destaque para a Fm. Maracangalha. Magnavita et. al. (2005) Figura 4.2: Folhelhos intercalados com arenitos. Fotografia em perfil Figura 4.3: Estratificação plano-paralela, estratificação cruzada de pequeno porte, representando fácies da Sequência Bouma em arenitos. Fotografia em perfil Figura 4.4: Camadas de folhelhos com marcas de concentração de sulfetos, reveladas por manchas de alteração de coloração avermelhadas e amarela-esbranquiçada; com formação de halita (precipitação recente). Fotografia em perfil Figura 4.5: Lente de gipsita entre folhelhos. Fotografia em planta Figura 4.6: Fóssil imerso em arenito. Fotografia em planta Figura 4.7: Fragmentos de carvão em folhelhos. Fotografia em perfil Figura 4.8: Vista geral da área de estudo, mostrando o basculamento no acamadamento S 0, que mergulha tanto para SW quanto para NE Figura 4.9: Dobra cilíndrica em sedimentos arenosos, indicando movimento para SSE, contrário ao eixo da dobra. Fotografia em planta Figura 4.10: Dobra em bainha, com eixo posicionado paralelamente ao sentido do fluxo, indicando movimento aparente para SE ou NW Figura 4.11: Dobra cilíndrica evoluindo para dobra em bainha, cujo eixo está posicionado paralelamente ao sentido do fluxo, indicando movimento aparente para SW Figura 4.12: Enxame de diques clásticos interrompidos em arenito acinzentado. Fotografia em perfil x

11 Figura 4.13: Dique clástico dobrado, com grau de compactação de aproximadamente 20%. Fotografia em perfil Figura 4.14: Duplex contracional formado em zona de cisalhamento intraestratal. Fotografia em planta Figura 4.15: Falhas reversas originadas por dobras em leques em folhelhos da Formação Maracangalha, indicando sentido de movimentação de massa para sul. Fotografia em perfil Figura 5.1: Localização das sub-áreas ao longo de aproximadamente 3 km de comprimento da borda nordeste da Ilha de Itaparica, entre os povoados de Bom Despacho e Amoreiras. Imagem modificada do Google Earth, Figura 5.2: Área total (101 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dipdirection das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S Figura 5.3: Sub-área 1 ( 43 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dipdirection das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S Figura 5.4: Sub-área 2 (46 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dipdirection das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S Figura 5.5: Sub-área 3 (22 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dipdirection das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S Figura 5.6: Área total (77 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras Figura 5.7: Sub-área 1 (38 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras Figura 5.8: Sub-área 2 (12 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras Figura 5.9: Sub-área 3 (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras Figura 5.10: Área total (77 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ) Figura 5.11: Sub-área 1 (38 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ) Figura 5.12: Sub-área 2 (12 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ) Figura 5.13: Sub-área 3 (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ) Figura 5.14: Área total (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dipdirection das estruturas planares correspondentes aos Diques Clásticos Figura 5.15: Diagramas das estruturas indicativas da atuação dos tensores (σ1, σ2, σ3) na área de estudo. Maiores detalhes ver no texto Figura 6.1: Mapa com os principais elementos estruturais indicativos do sentido de fluxo gravitacional (planos axiais e eixos de dobras) e acamadamento (S0). As áreas amareladas são as três sub-estações onde houve a coleta dos dados Figura 6.2: Mapa indicando o sentido do vetor compressivo (σ1), relacionado ao movimento de massa e diques clásticos. As áreas amareladas são as três sub-estações onde houve a coleta dos dados xi

12 CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO Segundo Magnavita (1996), a Bacia do Recôncavo está inserida no Sistema de Rifts Recôncavo-Tucano-Jatobá. Este sistema apresenta orientação geral N-S, com inflexão para ENE-WSW na sua terminação norte (Magnavita, 1992). A origem deste sistema está associada aos estágios precoces da abertura do Atlântico Sul e ruptura do Gondwana, onde os campo de tensões responsáveis pelo rifteamento teriam atuado entre os períodos mesojurássico (175 Ma) e eocretáceo (145 Ma) (Silva et. al., 2007; Milhomem et. al., 2003). De acordo com Magnavita et. al. (2005), trata-se de um rift intracontinental abortado da margem leste do Brasil (Figura 1.1). Figura 1.1. Localização da Bacia do Recôncavo em relação à América do Sul, Brasil e bacias adjacentes. Dias Filho (2002). A Bacia do Recôncavo, cuja extensão ocupa uma área de aproximadamente km², situa-se ao sul do Rift, sendo limitada, a norte e noroeste, pelo Alto de Aporá, a sul, 1

13 pelo sistema de Falhas da Barra, a oeste, pela Falha de Maragogipe e pelo sistema de Falhas de Salvador, a leste (Milhomem et. al., 2003) (Figura 1.2). Figura 1.2: Localização, limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo. Milhomem et. al. (2003). De acordo com Silva et. al. (2007), seu preenchimento sedimentar esta dividido em quatro fases principais: sinéclise, pré-rift, rift e pós-rift. 2

14 A Formação Maracangalha (~ 140 Ma), objeto de estudo dessa monografia, teve a sua deposição iniciada a partir de um sistema lacustre. Fazendo parte das deposições da sequência rift da Bacia do Recôncavo. Segundo Guerra & Borgui (2003), os folhelhos da Formação Maracangalha, acomodam dois membros cujas origens estão associadas à fácies gravitacionais e deformacionais, os Membros Pitanga e Caruaçu; o surgimento do Membro Pitanga estaria associado a escorregamento (slump), enquanto que o Membro Caruaçu teria sua origem relacionada a processos deposicionais ligados, também, a corrente de turbidez. A Formação Maracangalha se caracteriza como a segunda produtora de gás da Bacia do Recôncavo, tendo o Membro Caruaçu como o principal reservatório. Algumas estruturas deformacionais que podem servir de armadilha para acumulação e migração dos hidrocarbonetos como: diques clásticos, zonas de cisalhamento, falhas normais, reversas, dobras e domos de argila podem ser encontradas na Formação Maracangalha, em diferentes escalas. A presente monografia foi desenvolvida na Ilha de Itaparica, localizada na porção sul da Bacia do Recôncavo, dando enfoque aos membros arenosos da Formação Maracangalha, e vem interpretar um conjunto de estruturas deformacionais indicativas da direção do fluxo gravitacional, relacionando-o ao contexto tectônico regional. Sendo assim, este trabalho tenta contribuir para uma melhor caracterização estrutural da Formação Maracangalha e consequentemente da Bacia do Recôncavo, fornecendo dados importantes da geologia estrutural à indústria de petróleo. Já que os fluxos gravitacionais podem ser o gatilho para a ascensão de domos de argila na bacia Localização e Acesso da Área de Estudo A área de estudo está localizada na parte noroeste da Ilha de Itaparica que, por sua vez, faz parte do conjunto de ilhas da Baía de Todos os Santos (Figura 1.3). A ilha dista cerca de 13km de Salvador, sendo a melhor via de acesso o sistema de Ferry-Boat, que liga o Terminal Hidroviário de São Joaquim (Salvador) ao Terminal Hidroviário de Bom Despacho (Itaparica). Chegando ao Terminal de Bom Despacho, o afloramento estudado encontra-se entre os povoados de Bom Despacho e Amoreiras, estando à norte do terminal. 3

15 Figura 1.3. Mapa de localização da área de estudo, destacado em vermelho. Bom Despacho - Ilha de Itaparica - Bahia Contextualização e Apresentação do Problema A Bacia do Recôncavo é responsável pela quase totalidade da produção de petróleo no Estado da Bahia. Esta produz cerca de bbl/dia de petróleo, 1,72 milhões de m³ dia de gás associado e 4,20 milhões de m³ dia de gás não-associado, conforme dados fornecidos pela ANP (Barros, 2005). A Formação Maracangalha representa um importante reservatório de hidrocarbonetos da Bacia do Recôncavo, já que contém uma das principais acumulações de gás não associado (no reservatório encontra-se livre ou com concentrações muito baixas de óleo). Uma série de estruturas deformacionais (diques clásticos, zonas de cisalhamento, falhas normais, reversas e dobras) pode ser encontrada na Formação Maracangalha, na 4

16 Ilha de Itaparica, estas vem suscitando dúvidas quanto à sua gênese, especialmente quanto à sua ligação com os processos de deformação sin-sedimentares associados a fluxos gravitacionais. Tendo isto em vista, pode-se questionar: Quais seriam as estruturas deformacionais (e os seus significados) na Formação Maracangalha e quais dessas estruturas podem ser utilizadas para a análise do sentido dos fluxos gravitacionais dessa formação na Ilha de Itaparica (sul da Bacia do Recôncavo)? Uma análise estrutural apurada da Formação Maracangalha permite contribuir para a formulação de modelos deposicionais que auxiliem as atividades exploratórias de seus reservatórios de gás associados. Já que estes reservatórios têm como principal modelo de migração e acumulação armadilhas de inversão estrutural (Guerra & Borgui, 2003). Contribuindo assim com o estudo dos sistemas petrolíferos da Bacia do Recôncavo Objetivos O objetivo geral dessa monografia é interpretar os sentidos de fluxo sedimentar gravitacional, nos depósitos arenosos da Formação Maracangalha, indicando as suas áreas fontes. Como objetivos específicos, têm-se: 1. Identificação e caracterização das estruturas deformacionais presentes na Formação Maracangalha; 2. Separação das estruturas deformacionais de acordo com o seu estado; plástico, de injeção e sólido; 3. Interpretação da evolução deposicional dos pacotes sedimentares estudados com base nos dados obtidos; determinação das gêneses das estruturas e vergência do movimento de massa na bacia. 4. Obter a relação entre os padrões do fluxo gravitacional e os principais campos de tensão atuantes, relacionados aos fluxos gravitacionais. 5

17 1.4. Justificativa Segundo Magnavita et. al. (2005), a Bacia do Recôncavo é uma das bacias mais produtivas do Brasil devido ao seu eficiente sistema petrolífero, sendo os seus atributos estratigráficos e estruturais utilizados como escola para diversas gerações de exploradores. Somado a isto, a Bacia do Recôncavo é classificada como uma das seis principais bacias produtoras de gás do país. A Formação Maracangalha, membros Pitanga e Caruaçu, representam um dos maiores reservatórios de gás não associado da bacia, tendo suas origens ligadas a fluxos gravitacionais que afetaram os pacotes iniciais da fase sin-rift da bacia (folhelhos com intercalação de lentes areníticas da Formação Maracangalha). A área de estudo, margem nordeste da Ilha de Itaparica, foi escolhida por apresentar bons afloramentos e estruturas deformacionais em grande quantidade Método de Trabalho Visando alcançar os objetivos propostos, o método de trabalho empregado para o desenvolvimento dessa monografia constou de três fases inter-relacionadas: Fase Pré Campo Foi desenvolvido o levantamento e pesquisa bibliográfica dos trabalhos publicados sobre a Bacia do Recôncavo, mais particularmente sobre a Formação Maracangalha e as suas feições tectono-estruturais. Assim como, bibliografia sobre estruturas sedimentares, fluxos gravitacionais e depósitos relacionados, e outros referentes a tratamentos estruturais de dados Fase Campo Esta fase teve início com a visita preliminar à área de estudo para reconhecimento geral e de designação de seções importantes para coleta de dados. Posteriormente, foram efetuadas novas visitas de campo para 6

18 detalhamento e análise estrutural, onde se pôde efetuar a coleta de dados. Nesta etapa também foram realizadas a documentação fotográfica e a divisão dos afloramentos por sub-áreas, para melhorar a organização das estruturas encontradas Fase Pós Campo Foi desenvolvida a análise dos dados, envolvendo a classificação e organização das informações coletadas e o estabelecimento das relações existentes entre os dados: 1. Foi utilizado para tratamento das medidas o software StereoNet, versão 2.46 (Duyster 2000), os dados foram apresentados em rosetas de direção e mergulho e diagramas de isodensidade de frequência possibilitando uma melhor visualização de um maior número de medidas integradas. Para a análise dos campos de tensão, foi utilizado o software FaultKin. 2. Interpretações e determinações dos produtos obtidos. 3. Elaboração da monografia. 7

19 CAPÍTULO 2 GEOLOGIA REGIONAL A ruptura do Gondwana é caracterizada por alguns rifts abortados (reduzido desenvolvimento de subsidência da fase termal e sedimentação marinha) na região emersa intracontinental; no nordeste, destaca-se o sistema de rifts Recôncavo-Tucano- Jatobá (Mohriak, 2003) A Bacia Recôncavo-Tucano-Jatobá Constituem um sistema de rifts que cobrem uma área de cerca de km². Segundo Mohriak (2003), a Bacia do Recôncavo-Tucano-Jatobá está diretamente ligada à formação dos rifts das bacias da margem continental, no Cretáceo Inferior. A origem deste sistema está associada aos estágios precoces da abertura do Atlântico Sul e ruptura do Gondwana, onde os campos de tensões responsáveis pelo rifteamento teriam atuado entre os períodos neojurássico (150 Ma) e eocretáceo (145 Ma) (Silva et al., 2007 e Milhomem et al., 2003). Magnavita (1992) propõe um modelo de rifteamento duplo para o Rift Recôncavo-Tucano-Jatobá, onde o primeiro evento distencional ocorreu na direção E-W e o segundo evento distencional ocorreu na direção NW-SE. Devido a estes eventos distensionais, a bacia apresenta alongamento preferencial na direção N-S com inflexão para ENE-WSW na sua terminação norte. O limite norte da Bacia de Jatobá é condicionado pela falha de Ibimirim e pelo lineamento de Pernambuco (Mohriak, 2003). Segundo este mesmo autor, a oeste o sistema de rifts Recôncavo-Tucano é limitado na porção central pelo Cráton São Francisco (Bloco Serrinha) e em Tucano norte por rochas metassedimentos do Proterozóico Superior; o limite leste dos rifts de Tucano norte e Jatobá corresponde ao maciço de Pernambuco-Paraíba; o limite leste de Tucano central corresponde às rochas metassedimentos do Proterozóico Superior e na porção sul das bacias de Tucano e Recôncavo, o limite leste corresponde ao cinturão granulítico e ao Alto de Jacuípe. O embasamento desta bacia é composto na sua pluralidade por gnaisses, granulitos e migmatitos de idades arqueana a paleoproterozóica do Cinturão Granulítico Atlântico e por rochas metassedimentos brasilianos neoproterozoicos da Formação Estância (Inda & Barbosa, 1978). 8

20 O Cinturão Granulítico Atlântico é representado pelas rochas granulíticas arqueana/paleoproterozóicas pertencentes aos cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá, a oeste-sudoeste; e Salvador-Esplanada, a leste-nordeste (Silva et. al., 2007) (Figura 2.1). O Bloco Serrinha, situado a oeste, é constituído por gnaisses arqueanos e pelo Greenstone Belt do Rio Itapicuru de idade paleoproterozóica (Silva, 1994). Mais ao norte, rochas da Faixa Sergipana, do Maciço Pernambuco-Alagoas e da Zona de Cisalhamento Paraíba-Pernambuco compõem o embasamento cristalino da bacia. Figura 2.1: Domínios estruturais no embasamento em torno do rift do Recôncavo-Tucano- Jatobá. Adaptado de Magnavita (1992, 1996). Segundo Caixeta et. al. (1994) apud Magnavita et. al. (2005), a divisão bioestratigráfica do registro sedimentar da Bacia Recôncavo-Tucano-Jatobá está baseada em ostracodes não-marinhos, reconhecendo-se então por Viana et. al. (1971) a Série Recôncavo, composta por seis andares: Dom João (ca. 161 Ma), Rio da Serra (ca. 144 Ma), Aratu (ca. 128 Ma), Buracica (ca. 125 Ma), Jiquiá (ca. 123 Ma) e Alagoas (ca. 119 Ma). 9

21 2.2. A Bacia Recôncavo Localiza-se no Estado da Bahia, ocupando uma área de aproximadamente km². Seus limites são dados pelo Alto de Aporá, a norte e noroeste, pelo sistema de falhas da Barra, a sul, pela falha de Maragogipe, a oeste, e pelo sistema de falhas de Salvador, a leste (Milhomem et. al., 2003). Morfologicamente, se configura como meio-gráben assimétrico com orientação NE-SW, cujo depocentro situa-se a leste (proximidades do sistema de falhas de Salvador), conforme pode ser observado na seção geológica (Figura 2.2); sendo resultado das heterogeneidades do embasamento pré-cambriano sobre o qual atuaram esforços distencionais (Milhomem et. al., 2003). Figura 2.2: Seção geológica esquemática da Bacia do Recôncavo; observe que a cunha de sedimentos que preenche a bacia aumenta de espessura para leste, próximo a Falha de Salvador, em função do grande deslocamento do embasamento na borda falhada da bacia. Petrobrás, Aspectos Estratigráficos A nomenclatura litoestratigráfica da Bacia do Recôncavo, adotada neste trabalho, teve como referência a coluna estratigráfica proposta por Caixeta et. al. (1994) (Figura 2.3). De acordo com Caixeta et. al. (1994), a sucessão estratigráfica da Bacia do Recôncavo repousa sobre o embasamento cristalino (pré-cambriano) e está separada deste por uma descontinuidade erosiva temporal. 10

22 Figura 2.3: Coluna estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Caixeta et. al. (1994). 11

23 Estratigrafia do Paleozóico De acordo com Milhomen et. al. (2003), os sedimentos paleozóicos, depositados sob condições de bacia intracontinental, na Bacia do Recôncavo, são representados pela Formação Afligidos, do Permiano. Esta formação está subdividida no Membro Pedrão (inferior), constituído por arenitos intercalados por finas camadas de lamitos e ainda por pelitos e evaporitos na sua parte superior; e Membro Cazumba (superior), composto por folhelhos vermelhos com níveis sílticos. Segundo Silva et. al. (2007), a sedimentação no Paleozóico apresenta uma tendência geral regressiva, gradando de uma sedimentação marinha rasa para sistemas lacustres passando por bacias evaporíticas. Sendo assim, os sedimentos basais (Mb. Pedrão) correspondem a depósitos marinhos restrito, enquanto os sedimentos do topo (Mb. Cazumba) constituem um ambiente lacustre (Caixeta et. al.,1994). Estratigrafia do Mesozóico De acordo com Caixeta et. al. (1994), a estratigrafia do Mesozóico, com idade entre o Neojurássico e o Eocretáceo, é dividida em seqüências depositadas nas fases pré-rift (a), sin-rift (b) e pós-rift (c). Segundo Milhomen et. al. (2003), o registro tectono-estratigráfico, sugere que a fase pré-rift é representada por ciclos fluvio-eólicos aos quais se intercalam sistemas lacustres transgressivos; a fase rift é caracterizada por um estágio inicial de lago profundo, progressivamente assoreado em estágios mais tardios. Completando a seqüência, aparece a fase pós-rift com assinatura estratigráfica de ambiente de leques aluviais (Caixeta et. al., 2004). a) Fase Pré-rift Abrange do Andar Dom João ao Andar Rio da Serra Inferior (Tithoniano ao Eoberriano). Esta fase é representada, da base para o topo, pelas Formações Aliança, Sergi, Itaparica e Água Grande. A Formação Aliança está sobreposta a Formação Afligidos, subdividindo-se no Membro Boipeba, consiste de arenitos avermelhados que variam de finos a 12

24 conglomeráticos; e no Membro Capianga, formado por folhelhos vermelhos com raras intercalações de arenitos finos. O Membro Boipeba representa depósitos de um sistema fluvial entrelaçado com retrabalhamento eólico, enquanto os sedimentos do Membro Capianga foram depositados em ambiente lacustre. A Formação Sergi, sobreposta a Formação Aliança, é composta por arenitos finos a conglomeráticos, com intercalações de folhelhos vermelhos a cinza esverdeados, tendo sido depositados por sistemas fluviais entrelaçados com posterior retrabalhamento eólico (Almeida, 2004). As Formações Aliança e Sergi testemunham um amplo sistema aluvial, desenvolvido provavelmente durante o Neojurássico, sob clima árido e em fase inicial de flexuramento crustal (Milhomem et. al., 2003), sendo depósitos do Grupo Brotas. A Formação Itaparica, sobreposta concordantemente à Formação Sergi, é caracterizada por folhelhos e siltitos com raras intercalações de arenitos finos que foram depositados em ambiente lacustre com pequenas incursões fluviais (Almeida, 2004). A Formação Água Grande está sobreposta a Formação Itaparica, é constituída por arenitos finos a grossos, depositada por sistemas fluviais com retrabalhamento eólico, segundo Barroso & Rivas (1984) apud Caixeta et. al. (1994). As Formações Itaparica e Água Grande são representantes da porção basal do Grupo Santo Amaro. b) Fase Sin-rift Abrange do Andar Rio da Serra Inferior ao Andar Jiquiá (Berriasiano Inferior ao Aptiano Inferior). Esta fase é representada pelas Formações Candeias, Maracangalha, Salvador, Marfim, Pojuca, Taquipe e São Sebastião. A passagem do estágio pré-rift para o sin-rift foi marcada pela paraconformidade que separa os arenitos fluviais e eólicos da Formação Água Grande dos folhelhos lacustres do Membro Tauá, da Formação Candeias (Magnavita, 1992); durando cerca de 24 milhões de anos (Magnavita et. al., 2005). Durante a fase sin-rift, a Bacia do Recôncavo foi preenchida por dois sistemas progradantes (Magnavita et. al., 2005). De acordo com estes mesmos autores, o principal deles foi um sistema flúvio-deltáico-lacustre (longitudinal a oblíquo) proveniente da Bacia do Tucano, que depositou folhelhos pró deltáicos e arenitos 13

25 turbidíticos; o secundário, transversal à bacia, constituiu em leques conglomeráticos derivados da erosão do bloco alto da falha de borda. A Formação Candeias está sobreposta a Formação Água Grande (pré-rift), subdividindo-se no Membro Tauá, consiste de folhelhos cinza escuros (ricos em matéria orgânica); e no Membro Gomo, formado por folhelhos cinza everdeados, intercalados a biocalcarenitos, calcilutitos e arenitos turbidíticos (Almeida, 2004). O Membro Gomo está inserido num sistema lacustre profundo. A Formação Maracangalha, integrante do Grupo Ilhas, passa gradativamente no topo para as Formações Marfim e Pojuca, através de contatos interdigitados ou concordantes. Seu contato basal se faz discordantemente sobre as rochas sedimentares da Formação Candeias. A Formação Maracangalha foi depositada devido ao progressivo assoreamento dos depocentros e paleobatimetrias relativamente elevadas. Esta formação é predominantemente composta por folhelhos acinzentados, acomodando um grande volume de depósitos relacionados com fluxos gravitacionais (Membros Caruaçu e Pitanga). O Membro Caruaçu é constituído por camadas lenticulares de arenito fino e médio; enquanto que, o Membro Pitanga e constituído por arenito muito fino, lamoso e maciço (Caixeta et. al., 1994). A Formação Salvador, constituída por intercalações de níveis de conglomerados, arenitos e lamitos (Araújo, 2008), foi originada por leques conglomeráticos sintectônicos devido à reativação do sistema de falhas de Salvador (Magnavita & Silva, 1995). As Formações Candeias e Salvador constituem o Grupo Santo Amaro. A Formação Marfim, constituída por arenitos finos a médios intercalados a camadas de folhelhos cinza esverdeados (Almeida, 2004), que se relacionam à ressedimentação das fácies deltáicas progradantes na bacia, sob condições de relativa quiescência tectônica (Milhomem et. al., 2003). A Formação Pojuca, constituída por arenitos finos a médios e folhelhos cinza, siltitos e biocalcarenitos ostracoidais (Almeida, 2004), cuja origem está relacionada a um ambiente flúvio-deltáico (Caixeta et. al.,1994). A Formação Taquipe, caracteriza-se por folhelhos, siltitos, arenitos e, subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais, depositados sobretudo como resultado de fluxos de detritos e correntes de turbidez (Milhomem et. 14

26 al., 2003). Segundo estes mesmo autores, estes fluxos teriam ocorrido a partir da desestabilização das fácies de frente deltáica da Formação Pojuca e, eventualmente, da remobilização de sedimentos mais antigos, pertencentes às Formações Marfim e Maracangalha. As Formações Marfim, Pojuca e Taquipe constituem o Grupo Ilhas. A fase final de assoreamento da bacia é representada pelo avanço do sistema flúvio-deltaico da Formação São Sebastião a aproximadamente 125 Ma. Esta formação é caracterizada por intercalações de arenitos amarelo-avermelhados intercalados com siltitos e folhelhos (Almeida, 2004). A Formação São Sebastião compõe o Grupo Massacará. c) Fase Pós-rift Abrange o Andar Alagoas (Aptiano ao Albiano Inferior), sendo representada pela Formação Marizal. Uma discordância angular separa a tectono-sequência do Cretáceo Inferior da Formação Marizal (Silva, 1993). A discordância na base da Formação Marizal correlaciona-se com a discordância de ruptura continental que comumente precede a fase de deriva continental (Milhomem et. al., 2003). A Formação Marizal é constituída por arenitos, conglomerados e ocasionalmente por folhelhos e calcários (Almeida, 2004). São depósitos de leques aluviais com pequenos lagos restritos associados. Estratigrafia do Cenozóico De acordo com Milhomem et. al. (2003), não há unidades estratigráficas correspondentes ao intervalo temporal Mesoalbiano ao Eoceno, preservadas na Bacia do Recôncavo. Na estratigrafia do Cenozóico (a partir de 60 Ma) destacam-se as Formações Sabiá, Barreiras e os sedimentos quaternários. Somente no Eomioceno ocorreu a deposição da Formação Sabiá Petri (1972) apud Magnavita et. al. (2005) e sobreposto, no Plioceno, a deposição da Formação Barreiras. A Formação Sabiá é composta por folhelhos com intercalações de arenitos e lentes de calcário. 15

27 A Formação Barreiras é constituída por arenitos grossos a conglomeráticos com intercalações de lamitos, tendo a sua deposição associada a depósitos de leques aluviais. Sedimentos quaternários são representados por depósitos litorâneos no Recôncavo meridional e por sedimentos aluviais presentes ao longo dos principais cursos d água da região (Magnavita et. al., 2005) Arcabouço Estrutural De acordo com Sapucaia et. al. (2003), a Bacia do Recôncavo encontra-se alinhada segundo as descontinuidades litoestratigráficas e geotectônicas pré-brasilianas do Cráton do São Francisco; tendo se desenvolvido sobre um complexo mosaico de terrenos de idade predominantemente Pré - Cambriana (Caixeta & Silva, 1994). Estudos realizados por Sapucaia et. al. (2003), mostraram uma possível similaridade estrutural existente entre o embasamento cristalino e a Bacia do Recôncavo; foram observados três alvos: Alvo Itanagra, que se encontra posicionado sobre o contato bacia/embasamento, onde foram observadas foliações paralelas ao trend longitudinal NE SW das estruturas cartografadas no interior da Bacia do Recôncavo; Alvo Açu da Torre - Rio Pojuca que apresenta feições, tais como, as zonas de cisalhamento, as fraturas e as foliações, também concordantes com principais trends estruturais da Bacia Sedimentar do Recôncavo, NE SW (longitudinal) e NW SE (transversal); Alvo Mata de São João, escolhido principalmente pela presença da Falha Mata-Catu, que se encontram associada aos falhamentos normais longitudinais préexistentes. Entretanto estes autores sugerem um estudo mais detalhado deste tema. Segundo Milhomen et. al. (2003), a configuração estrutural da Bacia do Recôncavo é definida principalmente por falhamentos normais, com direção preferencial N30 E, que condicionam o mergulho regional das camadas para SE, em direção das áreas mais subsidentes, conforme pode ser observado na Figura 2.2. Magnavita (1992) e Destro et. al. (2003) definem o arcabouço estrutural da bacia como sendo marcado por falhas longitudinais sintéticas e antitéticas, que estão associados com estruturas transversais de grande relevância na acumulação de petróleo. A Bacia do Recôncavo pode ser compartimentada em três sub-bacias: Nordeste, Central e Sul (alvo deste trabalho), limitadas por falhas de transferências NW-SE, que funcionam como zonas de acomodação denominadas por Mata-Catu e Itanagra-Araçás 16

28 (Milani, 1987; Milani & Davison, 1988 Magnavita et al. 2005; Cupertino & Bueno, 2005). Esta subdivisão pode ser visualizada no Mapa tectônico simplificado da Bacia do Recôncavo com as principais estruturas rúpteis associadas (Figura 2.4). Figura 2.4: (a) Mapa tectônico simplificado da Bacia do Recôncavo com as principais estruturas rúpteis associadas. A porção sul da Falha de Mata-Catu e a Falha de Itanagra Araçás conectam-se com a Falha de Salvador, enquanto que a porção norte da Falha de Mata-Catu conecta-se com a Falha de Tombador. (b) Seções geológicas mostrando a posição da borda falhada da Bacia do Recôncavo. (c) Seção ao longo do strike da Falha de Salvador. A Falha da Barra é o limite sul da Bacia do Recôncavo. Destro et. al. (2003). 17

29 As principais estruturas rúpteis associadas à Bacia do Recôncavo Falha de Mata-Catu (FMC) Esta falha encontra-se localizada na porção central da bacia, é limitada a norte pela Falha do Tombador/Alto de Aporá e a sul pela Falha de Salvador (Magnavita, 1992; Destro et. al., 2003). Apresenta orientação geral N145, possuindo áreas transpressionais e transtensionais (Magnavita, 1996). De acordo com Milani & Davison (1988), o movimento é strike-slip, possuindo tanto componentes dextrais como componentes sinistrais, onde a cinemática da falha estaria controlada pela presença de zonas transformantes. A falha de alívio (FMC) pode estar associada com estruturas como: diápiros de folhelhos (shales diapirs), falhas reversas e fraturas de tração e cisalhamento (Moreira, 2010). Essa feição controla um dos mais importantes trends de hidrocarbonetos da bacia, constituídos por falhas de alívio e estruturas associadas, ao longo do qual se destacam os campos de Miranga, Candeias e Brejinhos (Magnavita et. al., 2005) (Figura 2.5). Falha de Itanagra-Araçás (FIA) Esta falha encontra-se localizada na porção nordeste da bacia, servindo de limite para os compartimentos nordeste e central da Bacia. À sudeste desloca a Falha de Salvador com cinemática sinistral (Milani & Davison, 1988); possui orientação preferencial N150. Segundo Magnavita (1992), a Falha de Itanagra-Araçás apresenta-se de forma descontínua pela zona transpressional de Araçás. A Falha de Mata-Catu e a Falha de Itanagra-Araçás são falhas de transferências, conhecidas também como zonas de acomodação longitudinais (relay zones), que suportaram diferentes taxas de estiramento crustal durante o desenvolvimento da bacia. 18

30 Figura 2.5: Distribuição do campo de óleo e gás na Bacia do Recôncavo. À sul e a norte da falha de Mata-Catu, constituem importantes trends de petróleo. Área de estudo destacada em vermelho. Magnavita et. al. (2005). Falha de Maragogipe (FM) Esta falha encontra-se localizada na borda oeste da bacia, representa a borda flexural da mesma; apresenta orientação preferencial N40. A margem flexural do meio-gráben é limitada por monoclinais falhadas ou por rampas discordantes sobre o embasamento (Magnavita et. al., 2005). De acordo com Santos et. al. (1990), possui rejeitos que não ultrapassam quinhentos metros, caracterizando uma zona com maior estabilidade tectônica. 19

31 Falha de Salvador (FS) Esta falha encontra-se localizada na borda leste da bacia, representa a borda falhada da mesma; apresenta orientação preferencial N30. Abriga cerca de m de sedimentos (Da Silva et. al., 2003). O grande rejeito da falha de borda principal, representado pelo sistema de falhas de Salvador é responsável pela maior parte da assimetria da Bacia do Recôncavo (Barbosa, 2009). Falha da Barra (FB) Esta falha encontra-se localizada limite sul da bacia, representa uma falha de transferência que separa a Bacia do Recôncavo da Bacia de Camamu. Segundo Magnavita (1992), a evolução deformacional dessa falha inicia-se com movimento sinistral em função de extensões realizadas sob campo posicionado em N120, durante o estágio Rio da Serra, e este foi sucedido por movimentos dextrais durante o estágio Jiquiá-Médio Alagoas. Na porção sul da Bacia do Recôncavo, no início da formação da bacia predominaram σ1 verticais a subverticais, relacionados às falhas normais, sucedidos por σ1 subhorizontais, relacionados às falhas transcorrentes, que teriam atuado ora com orientação NE-SW, ora com orientação NW-SE (Corrêa-Gomes et. al., 2005) Evolução Tectono-Sedimentar da Bacia do Recôncavo De acordo com Magnavita et. al. (2005), o Rift do Recôncavo-Tucano-Jatobá tem sido interpretado como um braço abortado do Atlântico Sul; tendo sido originado durante o processo de estiramento crustal que culminou na fragmentação do Supercontinente Gondwana, iniciado no final do Jurássico, se prolongando até o final do Cretáceo (Magnavita, 1992). A margem leste brasileira evoluiu segundo um modelo de rifteamento passivo originado por esforços distensivos, vinculados à separação dos continentes Sul- Americano e Africano (Milani, 1985). 20

32 A evolução da Bacia do Recôncavo pode ser dividida nas fases: sinéclise, prérift, sin-rift e pós-rift (Silva et. al., 2007), cujas sequencias aflorantes podem ser visualizadas na Figura 2.6. Figura 2.6: Mapa geológico esquemático com localização do Rift Recôncavo-Tucano-Jatobá, mostrando a distribuição das sequências: pré, sin e pós-rift. (Magnavita, 1992; Magnavita et. al. 2005). A fase sinéclise ocorreu durante o paleozóico, onde a bacia subsidiu devido ao flexuramento crustal, inerente a fase de deformação elástica; sendo representada pela Fm. Afligidos associada ao desenvolvimento de mares epicontinentais. Antecedendo a ruptura do rift, houve um prolongado estágio com pequena taxa de subsidência, o qual propiciou o desenvolvimento de uma bacia com características 21

33 intracratônicas, denominada Depressão Afro-Brasileira Estrela (1972) apud Almeida (2004). Nesse contexto foram depositados sedimentos aluviais do Grupo Brotas (red beds), sedimentos flúvio-lacustres da Fm. Itaparica (Gr. Santo Amaro) e sedimentos fluviais e eólicos da Fm. Água Grande (Gr. Santo Amaro). A área fonte para a sequência do grupo Brotas estava localizada a sudoeste da atual Bacia do Recôncavo (Figura 2.7), enquanto a área fonte da Fm. Água Grande estava localizada a noroeste e a norte da bacia (Magnavita et. al., 2005). Figura 2.7: Paleogeografia da Sequências Sinéclises e Pré-Rift da Bacia do Recôncavo. Observar discordância entre as sequências. Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et. al. (2005). Para Aragão (1994) apud Silva et. al. (2007), a fase inicial de aprofundamento, seria representada pelo Membro Gomo (Fm. Candeias), época em que a bacia desenvolveu uma fisiografia caracterizada por áreas plataformais relativamente estáveis e depocentros com elevadas taxas de subsidência. Enquanto que, para Magnavita et. al. (2005), o Membro Tauá (Fm. Candeias) depositou-se numa fase em que a taxa de subsidência superou a taxa de sedimentação, caracterizando o início da fase sin-rift. Segundo Almeida (2004), o término da deposição das Formações Água Grande e Itaparica marca o início do rompimento da crosta (início da fase sin-rift), cujos esforços distensivos geraram falhamentos normais de ângulos elevados e direção predominantemente N30 E, que originou as fossas tectônicas, onde se implantaram os lagos profundos. De acordo com Magnavita et. al. (2005), o estabelecimento do rift aconteceu há aproximadamente 144 Ma; entretanto o início da fase rift é motivo de controvérsias. 22

34 Tradicionalmente, esta fase é marcada no primeiro aparecimento da espessa cunha de conglomerados sintectônicos da Fm. Salvador, a qual constitui parte do sistema de borda do rift. Mas a presença de conglomerados parece indicar apenas a existência de uma elevação topográfica ao longo da borda falhada (Magnavita, 1996). Durante a fase de bacia faminta, nos depocentros foram depositados os folhelhos da Fm. Maracangalha, à intensa atividade tectônica neste período que propiciou a formação de correntes de turbidez com fontes na borda nordeste da bacia (Figura 2.8). Uma contínua sedimentação de depósitos arenosos resultantes de fluxos gravitacionais (Mb. Pitanga e Mb. Caruaçú) exerceu forte sobrecarga sobre os folhelhos da Fm. Maracangalha, pressurizando-os e resultando em diápiros de folhelhos associados a falhas de crescimento, ao longo dos depocentros mais orientais do gráben (Magnavita et. al., 2005). Figura 2.8: Paleogeografia da Seqûencia Rift na Bacia do Recôncavo, observar processos de argilocinese na Fm. Maracangalha, e as camadas arenosas dos membros Pitanga e Caruaçu. Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et. al. (2005). Sistemas deltáicos progradaram de NNW sobre a s plataformas existentes na margem flexural do rift, preenchendo os depocentros com sedimentos da Fm. Marfim e da Fm. Pojuca (Gp. Ilhas). Posteriormente, uma queda no nível do lago, tectonicamente induzida, originou um canyon na porção oeste das bacias do Tucano Sul e Recôncavo (Bueno, 1987 apud Magnavita et. al., 2005), onde foram acumulados os sedimentos da Fm. Taquipe (Figura 2.9). De acordo com Almeida (2004), o aparecimento de falhas de crescimento e de 23

35 áreas rebaixadas próxima a Falha de Paranaguá no compartimento sul da bacia, devido à reativação de falhas pré-existentes, possibilitou a implantação do Canyon de Taquipe. Os sedimentos da Fm. Taquipe foram seguidamente recobertos pelos sedimentos deltaicos da Fm. Pojuca (Caixeta et. al., 1994). Figura 2.9: Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe. Figueiredo et. al. (1994). Aos depósitos deltáicos sucederam os sedimentos fluviais da Fm. São Sebastião, que progradaram de NNW para SSE a partir da Bacia do Tucano (Gama Jr., 1970 apud Magnavita et. al., 2005). O processo de deposição desta formação coincide com o início da atividade tectônica no sistema de falhas transcorrentes N40 W (Almeida, 2004). A deposição dos sedimentos da Fm. Marizal ocorreu numa depressão do tipo sinéclise (sag basin) cujos limites ultrapassam as atuais bordas do rift, durante uma fase de subsidência térmica pós-rift (Magnavita et. al., 1994). Estes sedimentos recobrem de forma ampla o nordeste brasileiro. Do Mesoalbiano ao Eoceno há um hiato deposicional na Bacia do Recôncavo. No Eomioceno, uma ingressão marinha depositou os sedimentos da Fm. Sabiá. Sobrepostos a estes ocorrem os sedimentos da Fm. Barreiras, do Cretáceo. 24

36 CAPÍTULO 3 ASPECTOS TEÓRICOS RELACIONADOS AOS FLUXOS GRAVITACIONAIS Os fluxos gravitacionais constituem um tipo de fluxo em que a viscosidade elevada se deve à grande concentração de sedimentos no fluido (Giannini & Riccomini, 2000). Ainda de acordo com estes autores, do ponto de vista geológico, as três características mais comuns aos diferentes tipos de fluxo gravitacionais são: i) associação preferencial a declives; ii) a formação de depósitos na base destes declives com a morfologia de lóbulos e/ou leques; iii) o caráter episódico (dissipação de grande quantidade de energia e deslocamento de grande massa de sedimentos em tempo muito reduzido, de segundos a poucas horas), o que pode ser resultado de eventos sísmicos (Raja Gabaglia, 1991), por reativação de grandes falhamentos (Milani & Davison, 1988), diapirismo periódico e rápido influxo de material sedimentar causando sobrecarga em zonas de sedimentos inconsolidados (Mello et. al., 1971), por mudanças nos depocentros da bacia, e por colapso do fluxo das frentes deltaicas e inundações fluviais (Guerra & Borghi, 2003), ou pelas vastas combinações possíveis entre estes fatores. Do ponto de vista reológico, os fluxos gravitacionais podem apresentar três tipos básicos: o rúptil, o plástico e o fluidal (Giannini & Riccomini, 2000). Os principais processos sedimentares associados e estes fluxos são: (a) queda de rochas (rock fall); (b) deslizamentos (slide flow); (c) escorregamentos (slump flow); (d) fluxo granular (grain flow); (e) fluxo de detritos (debris flow); (f) liquefação (liquefaction); (g) fluidização (fluidization); e por fim; (h) correntes de turbidez (turbidity currents). O modo de atuação destes processos e suas características estão resumidos abaixo na Figura

37 Figura 3.1: Principais fluxos gravitacionais e suas características quanto ao regime reológico, mecanismo de interação grão/fluido, declive mínimo e depósito. Modificado de Giannini & Riccomini (2000). 26

38 De acordo com Paim et. al. (2003), os fluxos gravitacionais de massa (FGM) diferenciam-se dos fluxos gravitacionais de sedimentos (FGS), pela perda total nos FGS da organização interna (fábrica) que os sedimentos possuíam antes de serem remobilizados. Os slides (deslizamentos) e os slumps (escorregamentos) são dois tipos de FGM que se diferenciam entre si e dos FGS pelo grau de deformação interna (alto para os FGS, baixo para os slides, e intermediário para os slumps). Deste modo, os fluxos gravitacionais produzem um espectro muito amplo de fácies sedimentares geneticamente interligadas, que variam desde simples acúmulos de sedimentos associados a deslizamentos de massa, sem a mínima organização interna, até depósitos sedimentares formados por correntes de turbidez, com altíssimo grau de organização interna (Carminatti, 1994) in (Paim et. al.,2003). De acordo com Shanmungam (2006), os slides (Figura 3.2) são movimentos de massa, e seus produtos, ao longo de uma superfície basal de descolamento, no qual o pacote de sedimentos movimentado não perde a sua estrutura interna, movendo se como um bloco coeso; enquanto que, os slumps (Figura 3.3) ocorrem ao longo de uma superfície basal de descolamento, geralmente côncava sendo que o deslocamento transversal da massa é acompanhado de uma rotação desestabilizando a estrutura interna. Estes fluxos gravitacionais de massa seriam formados a jusante da encosta. Figura 3.2: Modelo esquemático de um slide, indicando movimento de translação em superfície plana. Figura 3.3: Modelo esquemático de um slump, indicando movimento de translação + rotação em superfície côncava. 27

39 Segundo Stow et. al. (1996), nos slides, os blocos movem-se sem apresentar deformação interna, porque todo o cisalhamento concentra-se na superfície de escorregamento basal. Feições de extensão, como falhas lístricas, podem aparecer no interior do bloco de deslizamento; compressões e cavalgamentos são típicos das porções mais distais (Figura 3.4). Figura 3.4: Representação esquemática de um corpo de deslizamento (slide), observar as zonas extensionais (porção proximal), e as zonas compressionais (porção distal). Stow et. al. (1996). Nas porções proximais dos slumps, ocorrem as deformações extensionais, como as falha lístricas, já nas porções mais distais, onde o movimento cessa, é comum encontrar estruturas compressionais, como dobras e cavalgamentos (Stow et. al., 1996) (Figura 3.5). Caso o movimento característico dos slumps não cesse, algumas porções poderão continuar a se mover, acrescentando maior complexidade ainda ao padrão de deformação interna do bloco. É provável que um das principais conseqüências dos slumps seja atuar como disparadores de outros fluxos gravitacionais, através do incremento de velocidade, diluição e transformação de fluxo (Strachan, 2008). 28

40 Figura 3.5: Representação esquemática de um corpo de escorregamento (slump), observar a zona da escarpa proximal, e a zona distal, mais deformada. Stow et. al. (1996). As correntes de turbidez formam depósitos na parte mais distal do fluxo, podendo ter sua origem relacionada aos fluxos gravitacionais de massa da jusante (slide e/ou slump). Shanmungam (2006) propõe um modelo ideal de evolução para os fluxos gravitacionais, comparando as principais características dos depósitos gerados por estes fluxos (Figura 3.6), onde o aumento da desagregação de massa aumenta na medida em que se desce no talude e as deformações plásticas começam a aparecer a partir dos fluxos gravitacionais do tipo slump. Figura 3.6: Diagrama esquemático idealizando a evolução de um fluxo gravitacional. Shanmungam (2006). 29

41 4.1. Fluxos Gravitacionais de Sedimentos Fluxos gravitacionais de sedimentos (sediment gravity flows) são misturas de sedimento mais fluido que fluem declive abaixo devido à ação diferencial da gravidade causada pelo contraste de densidade entre o fluxo e o meio circundante, em contexto subaéreo ou subaquoso (d Ávila et. al., 2008). Segundo estes mesmos autores, os fluxos gravitacionais de sedimentos iniciam quando a ação da gravidade sobre misturas de sedimento e a água reprime a ação da fricção ou da coesão entre as partículas; sendo os principais mecanismos desencadeadores desses fluxos: inundações fluviais, tempestades, terremotos, tsunamis, colapso de sedimentos, etc., sendo comumente derivada de outros fluxos de detritos. De acordo com Middleton & Hampton (1973) apud d Ávila et. al. (2008), os fluxos gravitacionais de sedimentos podem ser subdivididos em quatro tipos: fluxo de detritos, fluxo fluidizado (fluxo liquefeito), fluxo de grãos e corrente de turbidez. Os depósitos originados por fluxos de detritos, geralmente, apresentam clastos de tamanhos variados sustentados pela força motriz, padrão de organização interna caótico e grandes espessuras. Já os fluxos fluidizados ocorrem quando os grãos estão sendo decantados concomitantemente à movimentação ascendente do fluido intersticial, neste processo as partículas são suportadas pelo fluido, ficando suspensas ou liquefeitas. Lowe (1979; 1982) apud d Ávila et. al. (2008), relacionou estes tipos de fluxos a propriedades reológicas e a mecanismos de suporte dos grãos (Figura 3.7), admitindo que fluxos diferentes possam estar encadeados num mesmo espectro contínuo de processos, iniciando como um fluxo de detritos, passando a fluxo de grãos, corrente de turbidez de alta densidade, e, por fim, correntes de turbidez de baixa densidade. Segundo d Ávila et. al. (2008), essa transformação ocorreria gradiente abaixo à medida que o fluxo perdesse coerência e ganhasse fluidez, devido à entrada de água no sistema. 30

42 Figura 3.7: Comportamento reológico e mecanismo de suporte para diversos tipos de fluxo gravitacionais de sedimentos. d Ávila et. al. (2008) Correntes de Turbidez São fluxos subaquosos em que as partículas mantêm-se em suspensão próximo ao fundo devido à turbulência do fluido, é considerado como sendo o principal processo de transporte de sedimentos arenosos para águas profundas, os depósitos resultantes são os turbiditos. Bouma (1962 apud d Ávila et. al. 2008) deduziu o que seria uma sucessão normal de estruturas sedimentares numa camada ideal de turbidito gradado. As camadas de turbiditos com gradação normal apresentavam uma sucessão vertical (ideal) de estruturas sedimentares, que quando completa mostrava uma porção basal maciça (intervalo Ta), passando a arenitos com laminação paralela (Tb), laminação gerada por ripples (Tc), hemipelágicos associados aos turbiditos (Td) e, por fim, sedimentos pelágicos bacinais (Te), depositados com a cessação das correntes de turbidez. Mutti (1992 apud d Ávila et. al. 2008), concluiu que a Sequência Bouma era uma feição restrita aos Turbiditos Clássicos, que seriam turbiditos de grão fino a médio, com camadas arenosas delgadas intercaladas a folhelhos, originadas de corrente de turbidez diluídas, de baixa densidade ou TBT s (Thin Bedded Turbidites) (Figura 3.8). 31

43 Figura 3.8: Sequência de Bouma (Bouma, 1962) completa e os seus mecanismos de deposição inferidos para os intervalos TA (corrente de turbidez de alta densidade) e TB-E (corrente de turbidez de baixa densidade desacelerante). Posamentier & Walker (2006). Postma et. al. (1988 apud d Ávila et. al. 2008), realizaram um experimento onde mostraram uma corrente de turbidez bipartida em uma camada basal densa e laminar e uma camada superior turbulenta; foi possível observar que os clastos se movimentavam um em relação aos outros na interface das duas camadas, onde o fluxo possuía alta velocidade (Figura 3.9). Figura 3.9: Corrente de turbidez bipartida em uma camada basal densa e laminar e uma camada superior turbulenta. Os clastos se movimentam um em relação aos outros na interface das duas camadas, onde o fluxo possui alta velocidade. d Ávila et. al. (2008). 32

44 O desencadeamento das correntes pode estar ligado a eventos catastróficos de curta duração (ondas de tempestade, choques induzidos por terremotos, falhamentos de sedimentos devido a taludes muito íngrimes) ou de mais longa duração, tais como grandes cheias fluviais (d Ávila et. al., 2008); este último processo seria responsável pela formação de correntes de turbidez através de fluxos hiperpicnais. Uma corrente de turbidez pode ser dividida em três partes: i) cabeça (porção frontal), mais rápida e até duas vezes mais espessa que o resto do fluxo, onde são transportados os grãos maiores; ii) corpo (porção central), onde o fluxo é aproximadamente uniforme; iii) cauda, zona de rápido adelgaçamento do fluxo, onde dominam tamanhos de grãos menores. A cabeça é uma região de intensa turbulência e erosão do substrato, formando escavações no substrato, como os turboglifos e marcas de objetos; nesta região, as partículas são erguidas e arremessadas para trás, em direção à cauda, desenvolvendo uma série de redemoinhos (d Ávila et. al., 2008). Fácies Turbidíticas Mutti (1992) apud Paim et. al. (2003), propôs nove fácies turbidíticas de uma corrente de turbidez ideal; onde a densidade diminui progressivamente a partir da fácies (F1) até a fácies (F9). Essas fácies representariam estágios de deposição percorrendo a seguinte evolução: fluxos de detritos coesivos (F1), fluxos hiperconcentrados (F2), correntes de turbidez de alta densidade (F4 a F8) e correntes de turbidez de baixa densidade (F9), esta última representando a sequência Bouma. A fácies (F3) representa o depósito residual formado na transformação de um fluxo hiperconcentrado numa corrente de turbidez de alta densidade. Mais tarde, Mutti et. al. (1999) apud Paim et. al. (2003), concluiram que muitos dos escorregamentos e fluxos de detritos que ocorrem na região de cabeceira dos sistemas turbidíticos não possuem relação genética com as correntes de turbidez, que são mais comumente geradas por fluxos hiperpicnais desenvolvidos durante cheias fluviais catastróficas (d Ávila et. al., 2008); devido a isto foi retirada a fácies (F1) no novo modelo (Figura 3.10). 33

45 Figura 3.10: Fácies turbidíticas de uma corrente de turbidez ideal, sem a fácies (F1). Mutti et. al. (1999 apud Paim et. al. 2003). De acordo com d Ávila et. al. (2008), fluxos altamente eficientes, gerados por fluxos de enorme volume e longa duração, com grande quantidade de finos, desenvolvem correntes de turbidez sustentadas, que segregam as fácies F2 até F8; podendo ser gerados por fluxos hiperpicnais de longa duração (cheias catastróficas) e por grandes escorregamentos. Segundo Vesely (2007), os turbiditos gerados por correntes de turbidez súbitas, e turbiditos hiperpicnais (hiperpicnitos) apresentam diferenças na natureza das fácies e associações de fácies, pois refletem tipos variados de fluxo e muitas vezes são depositados em contextos paleogeográficos distintos. Distinguir estes tipos de depósitos, dentre o universo das fácies turbidíticas, é de primordial importância para a caracterização de plays exploratórios, já que a natureza dos processos reflete-se na geometria, continuidade e heterogeneidades dos corpos arenosos. 34

46 Tipos de Correntes de Turbidez A divisão dos tipos de correntes de turbidez se baseia na proporção e nos diferentes tamanhos dos grãos existentes nesses fluxos; são: 1) Correntes de turbidez de alta densidade: Constituem-se de grãos de todos os tamanhos (argila até cascalho), transportando-os para ambientes de água profunda. Com a desaceleração da corrente, são desenvolvidas progressivamente ondas de sedimentação, depositadas após sucessivas reduções da densidade da corrente, que provocam a instabilização dos grãos que não podem mais ser transportados devido a queda de energia (Paim et. al., 2003). De acordo com d Ávila et. al. (2008), esta deposição tem início com os grãos de tamanhos maiores e são finalizados pelos menores, tanto mergulho abaixo com radialmente. A maioria se inicia como resultado da diluição, escorregamentos e fluxos de grãos nas porções proximais de canyons (Barbosa, 2009). 2) Correntes de turbidez de baixa densidade: São constituídas, predominantemente, por sedimentos cuja granulometria varia desde a argila até areia média, com bom desenvolvimento das divisões Tb, Tc e Td da sequência de Bouma (Paim et. al., 2003). A deposição se inicia com a desaceleração da corrente, primeiro sob tração (areias) com posterior aparecimento de feições de tração e suspensão (areia e silte); com o retorno das condições de baixa energia, ocorre a deposição de sedimentos pelágicos e hemipelágicos correspondente a divisão Te da sequência de Bouma (d Ávila et. al., 2008). A deposição de correntes de turbidez de baixa densidade acontece a partir dos estágios tardios, mais diluídos, das correntes de turbidez de alta densidade (Barbosa, 2009). 35

47 4.2. Deformação em Fluxos Gravitacionais Os processos deformacionais e as estruturas associadas com a deposição de sedimentos em bacias são de fundamental importância para a indústria de hidrocarbonetos, visto que um apanhado dessas estruturas pode orientar na dedução do sentido do fluxo e localização da área fonte, principalmente no caso de estruturas no estado plástico. Existem, basicamente, dois controles principais para a geração de deformações plásticas sin-sedimentares; fluxos gravitacionais (slide e slump), onde as deformações são resultantes de forças gravitacionais e controle tectônico, onde os campos de tensão da bacia controlam a geração de estruturas sin-sedimentares. Os sedimentos depositados neste último caso são denominados sismitos. As deformações no estado plástico são comuns a maioria dos sistemas de fluxos gravitacionais, estando associado à presença de fluidos nos poros dos sedimentos (Knipe, 1986). Os estilos estruturais deformacionais mudam com o contínuo soterramento da rocha (Ortner, 2007). Segundo Rossetti (1999), estas deformações ocorrem durante ou em curto período de tempo, imediatamente após a deposição das rochas sedimentares. Entretanto, as estruturas associadas com a deformação plástica em sedimentos são semelhantes às encontradas em sistemas tectônicos instalados após a sedimentação; podendo ser encontradas, estruturas dúcteis, rúpteis e rúptil-dúcteis, além de estruturas de injeção. As estruturas dúcteis que podem ser encontradas são: zonas de cisalhamento intraestratal, dobras com geometria diversas e eixo paralelo ao sentido do movimento de massa, dobras cilíndricas com eixo perpendicular ao sentido do movimento de massa, clivagem em plano axial de dobras, laminações convolutas, etc.. As estruturas rúpteis a rúptil-dúcteis que podem ser encontradas são: falhas normais com componentes dextrais e sinistrais, falhas reversas, bandas de deformação e fraturas associadas a dobras. As estruturas de injeção que podem ser encontradas são: diques clásticos, vulcões de areia, domos de argila e estruturas em cone. O aparecimento destas estruturas é controlado pela geometria dos canais onde ocorre o transporte de massa. Desta maneira, nas porções mais proximais da cunha de movimento, os depósitos se comportam de maneira mais extensional enquanto que nas porções mais distais da cunha, os depósitos se comportam de maneira mais contracional (Figura 3.11). 36

48 Figura 3.11: Modelo de deslocamento esquemático de um fluxo gravitacional, indicando o regime deformacional de acordo com cada posição do slump. Deabacker et al. (2007). Segundo Dykstra et. al. (2005) uma série de estruturas deformacionais pode estar presentes num fluxo gravitacional de acordo com a posição do fluxo na rampa, as estruturas extensionais estariam localizadas nas porções mais proximais do fluxo, como por exemplo, falhas normais; estruturas transtensionais estariam localizadas próximo as margens da superfície de descolamento e na região central; enquanto que, próximos a rampa frontal e na porção distal estariam as estruturas compressionais. Ambas as estruturas podem ser visualizadas no esquema da Figura Figura 3.12: Modelo esquemático destrinchando as estruturas deformacionais de acordo com a posição do fluxo na rampa. Dykstra et. al. (2005). 37

49 Na medida em que o fluxo se movimenta ao longo do declive ocorre um aumento no cisalhamento simples que proporciona uma modificação nos tipos de dobras dos depósitos (Figura 3.13). Inicialmente os eixos das dobras (cilíndricas) encontram-se perpendiculares à direção de transporte de massa e paralelos ao declive, com o aumento do gradiente inicia-se uma rotação, que provoca uma tendência a paralelização dos eixos das dobras (formação de dobras em bainha) com a direção do transporte e ortogonal ao paleodeclive. Figura 3.13: Representação de um depósito de escorregamento com geração de dobras cilíndricas e de arrasto. As setas indicam o sentido do fluxo. Smith (2000). Segundo Strachan & Alsop (2006), a evolução dos fluxos gravitacionais do tipo slump, por exemplo, envolve dobras cilíndricas nas porções proximais, que sugerem uma direção de transporte unidirecional, gradando para direções variadas de transporte em direção as porções distais, originando um arranjo em formato radial, num fluxo não confinado (Figura 3.14). 38

50 Figura 3.14: Esquema tridimensional indicando o desenvolvimento de dobras com eixo perpendicular ao sentido de movimentação do fluxo evoluindo para dobras com variáveis posições de charneira, inclusive tendendo a paralelização com o sentido do fluxo. Strachan & Alsop (2006). A mesma mudança de configuração ocorre também com as falhas presentes nesses tipos de fluxos, onde na porção mais proximal há predominância de falhas normais, nas porções mais próximas às margens da superfície de deslocamento encontra-se com mais freqüência falhas transferentes enquanto que nas porções mais distais é possível observar falhas reversas e cavalgamentos (Dykstra et. al., 2005). Segundo Strachan (2002), a orientação do tensor mínimo principal (σ3), durante a formação dos diques clásticos, posiciona-se horizontalmente. A ocorrência deste tipo de estrutura esta intimamente relacionada com a presença do processo de liquefação (Etchebehere et. al., 2006), quando estes atingem a superfície. De acordo com Lowe (1975), a liquefação ocorre quando um sedimento metaestável ou inconsolidado experimenta uma repentina perda da resistência de cisalhamento associado com o colapso da estrutura interna e um temporário aumento da pressão de poros-fluidos, possivelmente a origem está associada com correntes turbidíticas. No caso do escape ser vertical e localizado, com velocidade suficiente, é possível a formação de estruturas como diques clásticos, estruturas em prato (dish) e laminações convolutas. De acordo com Strachan & Alsop (2006), as falhas e dobras preservadas em depósitos de slumps, são as únicas estruturas sedimentares capazes de refletir a direção do paleotalude (paleoslope), possibilitando a dedução da direção e sentido do movimento de massa. Os elementos estruturais utilizados pelos autores envolvem: os planos de falhas, os eixos de dobras, o plano axial, o ângulo entre os flancos e as marcas de cargas. 39

51 Influência dos Abalos Sísmicos nos Sedimentos Inconsolidados De acordo com Fávera (2001), o efeito desses abalos sísmicos é mais acentuado em taludes, mesmo os de baixa declividade, onde um abalo de certa magnitude pode provocar escorregamentos e disparar fluxos de detritos e corrente de turbidez. Estruturas deformacionais formadas devido à fluidização provocada pela ação dos abalos sísmicos em sedimentos inconsolidados podem ser verificadas em turbiditos, caso a formação destes depósitos tenha sofrido a influência destes eventos. As estruturas características são: diques clásticos, estruturas de carga, laminações convolutas; além de dobras, falhas reversas e normais e estrias de deslizamento (Bowman et. al., 2004). Segundo Ortner (2007), os eixos das dobras originadas por fluxos gravitacionais, geralmente é paralelo a direção (strike) do talude, ou paralelo ao fluxo, enquanto os eixos das dobras tectônicas posicionam-se ortogonais ao transporte tectônico, além disso, nos depósitos originados por estes fluxos, o encurtamento é comumente associado com a deformação extensional, diferente dos dobramentos originados por esforços tectônicos. Os depósitos sedimentares formados a partir destes eventos, como dito anteriormente, são controlados pela tectônica, recebendo o nome de sismitos; onde as estruturas presentes refletem a influência do campo de tensão regional gerador da bacia ou o campo de tensão local (Amorim, 2008). De acordo com Bowman et. al. (2004), estas estruturas respondem cinematicamente às tensões que atuaram no momento da deposição dos pacotes sedimentares, ou ainda, quando os sedimentos encontravam-se inconsolidados. 40

52 CAPÍTULO 4 GEOLOGIA LOCAL A geologia da Ilha de Itaparica está inserida no Grupo Ilhas (Barbosa & Dominguez, 1996; Magnavita et. al., 2005) (Figura 4.1). A área de estudo, localizada entre os povoados de Bom Despacho e Amoreiras (NE da ilha), é composta pela Formação Maracangalha que se encontra, estratigraficamente, sob contato discordante, acima dos sedimentos da Formação Candeias, passando gradativamente, no topo, para as Formações Marfim e Pojuca, através de contatos interdigitados ou concordantes (Almeida, 2004). Figura 4.1: Mapa geológico do compartimento sul da Bacia do Recôncavo, observar a totalidade da Ilha de Itaparica inserida no Grupo Ilhas. Perfil litológico composto ilustrativo da sucessão estratigráfica completa da Bacia do Recôncavo, com destaque para a Fm. Maracangalha. Magnavita et. al. (2005). 41

53 A Formação Maracangalha, na área de estudo, é predominantemente representada por folhelhos acinzentados e pelas intercalações de arenitos do Membro Caruaçu que contém os melhores reservatórios da formação (Guerra & Borgui, 2003). Segundo Milhomen et. al. (2003), a Formação Maracangalha traduz a manutenção de batimetrias relativamente elevadas, durante a fase rift, demonstrada pelo grande volume dos depósitos vinculados a fluxos gravitacionais que caracterizam os Membros Caruaçu e Pitanga. Os arenitos do Membro Caruaçu apresentam um padrão de resistividade serrilhado nervoso (Almeida, 2004), tendo sido interpretado como fluxo-turbiditos do Maracangalha originados sob ação de processos gravitacionais subaquosos (Netto & Oliveira, 1984). As litofácies da Formação Maracangalha permitem associar estes corpos ao contexto lacustre que prevalecia na fase rift da Bacia do Recôncavo; após o progressivo assoreamento do depocentro da bacia devido a atenuação da atividade tectônica e o incremento no aporte sedimentar com a deposição da Formação Candeias (Silva et. al., 2007). Segundo estes autores, estas litofácies são indicativas de processos de ressedimentação de frentes deltáicas, constituindo o equivalente distal dos sistemas deltáicos. Um modelo de lobos turbidíticos depositados no sopé de taludes deltáicos foi proposto por Zalan et. al. (1981), eles consideraram que estes lobos seriam provenientes do norte e progradaram para dentro da bacia, sendo as principais fontes dos arenitos da área de estudo. Segundo estes autores, a ação de abalos sísmicos na frente deltáica teria carregado os sedimentos para regiões mais profundas da bacia, através de correntes de turbidez. Os Membros Caruaçu e Pitanga foram agrupados por (Caixeta, 1988 apud Guerra & Borghi, 2003) em cinco Unidades Faciológicas (associações de fácies). Estas associações de fácies representam, em termos paleoambientais, que os subambientes teriam sido depositados desde frentes deltáicas in situ, passando por frentes deltáicas remobilizadas por deslizamentos (slides) e escorregamentos (slumps), além de turbiditos canalizados, e em lobos e por fim; depósitos de fluxos-de-detritos. Para Guerra & Borghi (2003), a Formação Maracangalha foi depositada em um contexto paleoambiental envolvendo deltas lacustres dominados por inundações fluviais que evoluem de uma morfologia em rampa para plataforma e talude, onde o Membro Caruaçu teria sido formado por fluxos turbidíticos. 42

54 Valadão (1991) admite o modelo de Rampa Submarina (Heller & Dickinson, 1985) como o que melhor traduz as condições paleoambientais de deposição dos turbiditos da Ilha de Itaparica (rampa distal), sendo as correntes alimentadas por sistemas deltáicos, com forte controle dos depocentros, confinando corpos mais espessos na direção NE-SW. Este autor sugere a atuação de correntes de alta e baixa densidade ativas durante a deposição destes pacotes sedimentares. Tendo em vista a importância dos estudos estruturais e litofaciológicos para determinação do tipo e direção do fluxo gravitacional responsável pela deposição dos corpos arenosos da área de estudo, neste capítulo serão abordados estes aspectos Caracterização Faciológica dos Depósitos Sedimentares A Formação Maracangalha, nos afloramentos estudados é composta, basicamente, por folhelhos acinzentados e escuros, com intercalações de arenitos (Figura 4.2) e siltitos. Estes folhelhos apresentam-se bem laminados, com mergulho geral variando entre SW a NE. Os corpos de arenitos ocorrem, predominantemente, compostos por areia de granulometria fina a média, maciços ou com pouca estruturação primária preservada. De uma maneira geral, os arenitos são compostos por grãos bem selecionados, variando de sub-arredondados a sub-angulosos de coloração amarela a beje, podendo ser encontrados níveis de arenito de coloração acinzentada; estes corpos arenosos apresentam-se em formas tabulares e lenticulares, com espessuras centimétricas a métricas e continuidade lateral que podem alcançar alguns metros. Ocorre amalgamento das camadas de arenitos, devido a uma perda de energia, que pode ser visto com o aumento descontínuo da espessura destas camadas, por vezes. Estes arenitos apresentam-se, em geral, com aspecto maciço; entretanto em porções pontuais pode-se observar ainda preservado, estruturas, como: estratificação plano-paralela (fácies Tb), estratificação cruzada de pequeno porte (fácies Tc) e outras fácies da Sequência Bouma (Figura 4.3). 43

55 Figura 4.2: Folhelhos intercalados com arenitos. Fotografia em perfil. Figura 4.3: Estratificação plano-paralela, estratificação cruzada de pequeno porte, representando fácies da Sequência Bouma em arenitos. Fotografia em perfil. Eventualmente pode-se encontrar concentrações de sulfetos, marcadas por manchas de alteração (Figura 4.4) e lentes de gipsita de coloração variando entre o branco e rosa claro (Figura 4.5). A presença de matéria orgânica fossilizada também foi vista imersa tanto em arenito (Figura 4.6) quanto na massa de folhelho; além de fragmentos de carvão (Figura 4.7). Figura 4.4: Camadas de folhelhos com marcas de concentração de sulfetos, reveladas por manchas de alteração de coloração avermelhadas e amarela-esbranquiçada; com formação de halita (precipitação recente). Fotografia em perfil. Figura 4.5: Lente de gipsita entre folhelhos. Fotografia em planta. 44

56 Figura 4.6: Fóssil imerso em arenito. Fotografia em planta. Figura 4.7: Fragmentos de carvão em folhelhos. Fotografia em perfil Caracterização das Estruturas Deformacionais Relacionadas aos Fluxos Gravitacionais A presença de estruturas deformacionais, na área de estudo, é bastante acentuada, tendo em vista que a quase totalidade dos afloramentos visitados encontram-se deformados e ricos em estruturas secundárias. Foram encontradas estruturas como: dobras intrafoliais intraestratais, dobras cilíndricas, em bainha (sheath folds), as cúspides, diques clásticos, além de duplex contracionais e falhas reversas originadas por dobras. Algumas destas estruturas serão utilizadas neste trabalho como forma de deduzir o sentido do movimento de massa. A separação das estruturas em quatro famílias (como se pode ver a seguir) se baseou no método de Rossetti (1999) Estrutura Primária O acamamento primário (S 0 ), pode ser visto devido à intercalação de arenitos e folhelhos, em todas as seções. Esta estrutura está associada ou aos fluxos gravitacionais ou à progradação deltáica, apresentam uma variação de mergulho entre SW a NE (Figura 4.8), em valores variados, indicando que foram basculadas após a sua deposição. 45

57 Figura 4.8: Vista geral da área de estudo, mostrando o basculamento no acamadamento S 0, que mergulha tanto para SW quanto para NE Estruturas no Estado Plástico Este grupo abrange as estruturas geradas no estado plástico, que ainda não sofreram influência do processo de fluidização. São estruturas sin-deposicionais. As estruturas que fazem parte desse grupo são: dobras intrafoliais, as dobras cilíndricas, em bainha e cúspides. As dobras cilíndricas (Figura 4.9) que possuem o eixo ortogonal ao sentido do movimento de massa, na área de estudo apresentam-se com extensão desde centimétrica até métrica, indicam sentido de movimento aparente para SSE. As dobras intraformacionais, de dimensões variadas, são restritas aos níveis de cisalhamento encontrando-se, geralmente, truncada e sem raiz; na área de estudo elas são centimétricas com sentido de movimento aparente para SW, são pouco freqüentes. As dobras em bainha, com eixo posicionado paralelamente ao sentido do fluxo (Figura 4.10), em domínios de extrema deformação; na área de estudo são freqüentes, indicando movimento aparente para SE ou NW. As dobras em cúspides apresentam flancos suavemente em forma de arco e zonas de charneiras pequenas e agudas. Estas feições indicam o sentido do movimento para SW, possuindo formato alongado no sentido do fluxo. 46

58 Figura 4.9: Dobra cilíndrica em sedimentos arenosos, indicando movimento para SSE, contrário ao eixo da dobra. Fotografia em planta. Figura 4.10: Dobra em bainha, com eixo posicionado paralelamente ao sentido do fluxo, indicando movimento aparente para SE ou NW. Foi possível observar transições de dobras cilíndricas para dobras em bainha (Figura 4.11), indicando uma evolução no tipo de fluxo gravitacional na área de estudo. Figura 4.11: Dobra cilíndrica evoluindo para dobra em bainha, cujo eixo está posicionado paralelamente ao sentido do fluxo, indicando movimento aparente para SW. 47

59 Todas essas estruturas são indicativas do sentido local do movimento de massa, tendo em vista a conservação das estruturas deformacionais, resultante dos processos atuantes sobre os sedimentos ainda em estado plástico Estruturas de Injeção Estas estruturas estão relacionadas aos processos de liquefação tendo atuado durante a litificação dos sedimentos; a presença de fluidos no pacote sedimentar o torna bastante instável em relação às deformações, estes sedimentos então intrudem os corpos sobrejacentes sob a forma de injeções. São estruturas sin-deposicionais. As estruturas encontradas neste grupo são os diques clásticos, resultantes do equilíbrio entre os pacotes arenosos e os folhelhos, que possuem densidades diferentes, ocasionando na intrusão sedimentar de material arenoso, na forma de diques, que possuem em média espessuras em torno de dez centímetros e mergulho predominante para SE, se apresentando na forma de enxames em pontos locais (Figura 4.12). Cortam o acamadamento primário e são cortadas pelas estruturas de cisalhamento e falhas póssedimentares. No geral, estes diques encontram-se basculados ou com deformações mais intensas como dobramentos por compactação (Figura 4.13) e fragmentação, apresentando deste modo formato irregular/achatado. Figura 4.12: Enxame de diques clásticos interrompidos em arenito acinzentado. Fotografia em perfil. 48

60 Figura 4.13: Dique clástico dobrado, com grau de compactação de aproximadamente 20%. Fotografia em perfil Estruturas no Estado Sólido São estruturas tardi-deposicionais; cuja geração sofre a influência das deformações ocorridas quando o material sedimentar estava quase ou totalmente litificado, e a quantidade de fluidos nos sedimentos era bem mais reduzida. Os duplex contracionais e as falhas reversas são as estruturas que aparecem neste grupo e que indicam um sentido aparente dos fluxos de massa, podendo ser também utilizadas para análise do campo de tensão atuantes na bacia durante a sua deposição dos sedimentos oriundos deste fluxo. Zonas de cisalhamento intraestratais deram origem a duplex contracionais que apresentam-se imbricados, sugerindo uma cinemática dextral (Figura 4.14). Figura 4.14: Duplex contracional formado em zona de cisalhamento intraestratal. Fotografia em planta. 49

61 As falhas originadas por dobras em leque (Figura 4.15) utilizadas neste estudo foram formadas antes da completa litificação dos sedimentos, sendo sin-deposicionais. Estas falhas teriam sido formadas na parte distal do fluxo gravitacional, nas zonas onde ocorrem esforços compressivos. Demonstrando uma evolução das estruturas no estado plástico para as estruturas no estado sólido. Estas dobras apresentam dois flancos invertidos com mergulhos convergentes. Indicam sentido do movimento para SSE. Figura 4.15: Falhas reversas originadas por dobras em leques em folhelhos da Formação Maracangalha, indicando sentido de movimentação de massa para sul. Fotografia em perfil. 50

62 CAPÍTULO 5 APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS Neste capítulo serão apresentados os resultados obtidos com o tratamento das estruturas identificadas em campo. Este tratamento foi realizado com o auxílio do StereoNet (Duyster 2000, versão 2.46), onde foram criados diagramas de roseta e de isodensidade polar (hemisfério inferior) que serviram para quantificar, qualificar e analisar os principais padrões de atitudes de estruturas que foram coletadas nas três estações. Para a análise dos campos de tensão, para falhas originadas por dobras e duplex contracional em zona de cisalhamento, foi utilizado o FaultKin. O levantamento estrutural e litofaciológico realizado se deu em três sub-áreas, onde se encontravam os melhores afloramentos, dispostos tanto em planta como em perfil. A individualização em sub-áreas foi feita para facilitar a organização dos dados coletados, o critério utilizado para separação destas sub-áreas se baseou na intensidade de deformação de cada uma e na preservação das estruturas internas, conforme será explicado neste capítulo. Estas sub-áreas, como comentado anteriormente, estão localizadas na borda nordeste da Ilha de Itaparica (Figura 5.1). Figura 5.1: Localização das sub-áreas ao longo de aproximadamente 3 km de comprimento da borda nordeste da Ilha de Itaparica, entre os povoados de Bom Despacho e Amoreiras. Imagem modificada do Google Earth,

63 Os depósitos pouco deformados, compreendem a sub-área 2, que encontra-se com alto grau de estruturação interna. Apresentam ainda preservados estruturas sedimentares primárias, como: fácies da sequência Bouma com estratificação paralela e cruzada; entretanto predominam corpos arenosos com textura maciça. Estes pacotes arenosos geralmente são contínuos com espessuras maiores, variando de 45 cm até 1 m. Os depósitos altamente deformados, compreendem as sub-áreas 1 e 3, que encontram-se com estruturação interna não preservadas. Alguns pacotes arenosos apresentam preservadas fácies da sequencia Bouma, com estratificação paralela e cruzada; entretanto, estruturas deformacionais são predominantes nas sub-áreas. A maior parte das estruturas utilizadas neste estudo foram encontradas nesta sub-áreas, sendo vistas estruturas tanto do estado plástico quanto do sólido, passando por estruturas de injeção, na forma de diques clásticos Análise dos Diagramas Foram confeccionados diagramas de isodensidade polar, strike e dip-direction para as estruturas planares e lineares. Seguindo, também, o método de Rossetti (1999), com a separação de quatro famílias de estruturas Estruturas Primárias Dentro da família das estruturas primárias, está o acamadamento primário (S0) Acamamento (S0) Esta estrutura pode ser observada nas três sub-áreas, tendo sido adquiridas um total de 101 medidas. As direções de mergulho mais marcantes do acamadamento primário (S0) posicionam-se entre N210 - N220 (SW), apresentando mergulhos subordinados que variam entre NE e SE. Este basculamento pode indicar que todas as outras estruturas também encontramse com inversão das vergências, entretanto, os mergulhos máximos encontrados são menores de

64 Figura 5.2: Área total (101 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-direction das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S0. Diagramas de Acamadamento (S0) por sub-áreas: Na sub-área 1, a superfície de acamadamento (S 0 ) encontra-se com mergulho predominando para SW, porém esta superfície é bastante irregular, o que ocasiona um basculamento da estrutura, sendo possível observar mergulhos para estas estruturas desde NE, passando por SE. Figura 5.3: Sub-área 1 ( 43 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-direction das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S0. As estruturas na forma de superfície de acamadamento (S 0 ) encontradas na subárea 2, possuem uma direção principal entre N120 -N130, com mergulho para NE, podendo ser observados mergulhos subordinados para SSE e SW. 53

65 Figura 5.4: Sub-área 2 (46 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-direction das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S 0. As medidas coletadas para a superfície de acamadamento (S 0 ) na sub-área 3 possuem direção preferencial entre N120 -N130, com mergulhos predominantes para NE, porém apresentam também mergulhos para SW. Figura 5.5: Sub-área 3 (22 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-direction das estruturas planares correspondentes ao acamadamento S Estruturas no Estado Plástico As estruturas encontradas no estado plástico foram os planos axiais e os eixos de dobras (Lβ). Estas estruturas foram utilizadas na análise dos sentidos do fluxo gravitacional de massa. 54

66 Plano Axial de Dobras Foram coletadas 77 medidas para planos axiais de dobras, nas três sub-áreas. A densidade máxima encontra-se em 200/72. O mergulho predominante para estas estruturas aponta para N30 - N40, perpendicular ao sentido aparente de movimento do fluxo gravitacional, que aponta para SW; com mergulhos subordinados para SW. As deformações ocorrem paralelas ao strike do acamadamento primário (S0), quando os sedimentos encontravam-se num estado mais plástico. O diagrama de strike mostra um grupo de planos axiais mais constantes, com direção N120 - N130, e dois outros grupos secundários, N0 - N10 e N60 - N70, representando planos axiais deformados pelo fluxo gravitacional. Figura 5.6: Área total (77 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras. Diagramas de Plano Axial de Dobra (PA) por sub-áreas: Os planos axiais de dobras, na sub-área 1, possuem direção preferencial para N30 -N40, onde o máximo encontrado através do diagrama de isodensidade é 210/66. Estes planos axiais mergulham no sentido oposto ao movimento do fluxo gravitacional, desta forma estes planos, na sub-área 1, indicam um sentido aparente de movimentação para SW, predominantemente. É possível observar alguns mergulhos variando entre ESE e SW. 55

67 Figura 5.7: Sub-área 1 (38 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras. Os planos axiais, na sub-área 2, apresentam orientação preferencial para N90 - N100, indicando sentido aparente para WSW; e ainda, certa variação radial (WNW ENE) indicam sentidos de fluxos para SW. Figura 5.8: Sub-área 2 (12 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras. Planos axiais, na sub-área 3, apresentam mergulho predominante para N30 - N40, indicando sentido de fluxo para SW. 56

68 Figura 5.9: Sub-área 3 (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de plunge das estruturas planares correspondentes aos Planos Axiais de Dobras Eixos de Dobras (Lβ) Foram coletadas 77 medidas para eixo de dobras, nas três sub-áreas. A densidade máxima encontra-se na orientação 11/24, estas estruturas indicam sentido de movimento do fluxo gravitacional para SW. A direção principal dos eixos das dobras aponta para o intervalo N190 - N200, paralelo ao sentido do movimento de massa; ocorre, subordinadamente, eixos na direção N10 - N20. É notável o alinhamento dos eixos em guirlanda orientada das direções N10 - N20 e N190 - N200. Figura 5.10: Área total (77 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ). Diagramas de Eixo de Dobras (Lβ) por sub-áreas: 57

69 Na sub-área 1, os eixos de dobras indicam um sentido aparente de movimentação para SW, com ponto máximo localizado na orientação 11/24 e caimento principal para o intervalo N10 - N20. Figura 5.11: Sub-área 1 (38 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ). Na sub-área 2, as estruturas lineares correspondentes aos eixos de dobras (Lß) estão posicionadas em ponto máximo na orientação 189/06 ; nesta sub-área foram encontradas dobras cilíndricas e cônica, em menor quantidade. A direção principal de caimento dos eixos de dobras aponta para o intervalo N10 - N20, entretanto apresenta uma direção secundária para o intervalo N80 - N90. Figura 5.12: Sub-área 2 (12 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ). 58

70 As estruturas dúcteis presentes na sub-área 3, na forma de eixo de dobra (Lß) possuem um ponto máximo localizado na orientação 14/12, neste local ocorre o predomínio de dobras cônicas. Com direção principal dos eixos para o intervalo N190 - N200. Figura 5.13: Sub-área 3 (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar e de plunge das estruturas lineares correspondentes aos Eixos de Dobras (Lβ) Estruturas de Injeção As estruturas de injeção encontradas na área de estudo foram os diques clásticos. Esta estrutura reflete a atuação de esforços extensivos durante os estágios iniciais de compactação dos sedimentos Diques Clásticos Os diques clásticos apresentam três direções preferenciais nos três intervalos: N10 - N20, N40 - N50, N120 - N130, com mergulho preferencial para SE, e mergulhos subordinados para NE e SW. 59

71 Figura 5.14: Área total (24 medidas). Diagramas de isodensidade polar, strike e de dip-direction das estruturas planares correspondentes aos Diques Clásticos Estruturas no Estado Sólido As estruturas no estado sólido encontradas na área de estudo foram utilizadas para análise dos campos de tensão atuantes na bacia, durante a deposição dos sedimentos originados pelos fluxos gravitacionais. Para esta análise, foram utilizados os duplex contracionais originados a partir de zonas de cisalhamento e as falhas reversas originadas por dobras em leque, ambas as estruturas são pouco freqüentes na área de estudo. Foi utilizado o FaultKin, no qual, para falhas originadas por dobras, os eixos das dobras serviram com indicadores cinemáticos e as falhas como superfície de deslocamento; e para o duplex contracional em zona de cisalhamento, os duplex foram usados como indicadores. A análise dos campos de tensão possibilitou encontrar um σ1 (N210 /19 ), um σ2 (N315 /46 ), de baixo ângulo e um σ3 (N92 /70 ) (Figura 5.15). O σ1 apresentando uma tendência horizontalizada e σ3 verticalizada. Indicando um comportamento compressivo para SSW, relacionado ao sentido do movimento de massa. 60

72 Figura 5.15: Diagramas das estruturas indicativas da atuação dos tensores (σ1, σ2, σ3) na área de estudo. Maiores detalhes ver no texto. 61

73 CAPÍTULO 6 SÍNTESE DOS RESULTADOS O total de medidas para a superfície de acamadamento (S 0 ) foi 101 planos, apresentam direção preferencial dentro do intervalo N120 -N130 mergulhando preferencialmente para SW, e outras com mergulhos tanto para NE como SE. Este basculamento pode ser explicado pela presença de sistemas de falhas e/ou diápiros de argila posteriores. O diagrama de isodensidade polar para o pólo dos planos axiais das dobras estudadas mostra uma distribuição da vários grandes círculos típicos de quando ocorre a presença de dobras cilíndricas e cônicas, indicando a maior presença de dobras cônicas (máxima densidade próxima a borda); foram coletadas 77 medidas, com direção preferencial para N120 - N130 e mergulho para NE. O total de medidas obtidas para os eixos de dobras somou 77 medidas com eixo tendendo a se paralelizar ao sentido aparente do movimento de massa, a direção preferencial posiciona-se entre N190 -N200, o que sugere um fluxo com sentido predominante para SSW. Esta evolução, das dobras cilíndricas para dobras cônicas, é típica da zona contracional localizada na porção mais distal do fluxo tipo slump. Foi confeccionado um mapa com as estruturas deformacionais (área total), planos axiais e eixos de dobras, indicativas dos sentidos do fluxo gravitacional, juntamente com o acamadamento (S 0 ) (Figura 6.1). Estruturas tardi-deformacionais (duplex contracionais originados a partir de zonas de cisalhamento e as falhas reversas originadas por dobras em leque) indicam uma evolução das estruturas no estado plástico para estruturas no estado sólido. Os diques clásticos são evidências de deformações no estado plástico, onde os sedimentos estavam nos estágios diagenéticos precoces, são estruturas que reforçam as interpretações dos campos de tensões relacionados ao fluxo gravitacional. Estes diques clásticos apresentam direções preferenciais nos intervalos: N10 - N20, N40 - N50, N120 - N130, sugerindo a influência de falhas de transferência na geração destas estruturas, já que estas são consideradas como falhas de alívio. Para auxílio na visualização da atuação dos campos de tensão, na área de estudo, foi confeccionado um mapa com os tensores principais (σ1, σ2, σ3) e os diques clásticos (Figura 6.2). 62

74 Figura 6.1: Mapa com os principais elementos estruturais indicativos do sentido de fluxo gravitacional (planos axiais e eixos de dobras) e acamadamento (S0). As áreas amareladas são as três sub-estações onde houve a coleta dos dados. Figura 6.2: Mapa indicando o sentido do vetor compressivo (σ1), relacionado ao movimento de massa e diques clásticos. As áreas amareladas são as três sub-estações onde houve a coleta dos dados. 63