UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA (UFBA) INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA CAIO MUELLER MAIA

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1 UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA (UFBA) INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA CAIO MUELLER MAIA CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL, GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA, DAS FORMAÇÕES TOMBADOR E AÇURUÁ NA REGIÃO SUL DO MUNICÍPIO DE LENÇÓIS, CHAPADA DIAMANTINA-BA SALVADOR - BA 2011

2 2 CAIO MUELLER MAIA Caracterização Estrutural, Geométrica e Cinemática, das Formações Tombador e Açuruá na região sul do município de Lençóis, Chapada Diamantina-Ba Projeto monográfico apresentado à Universidade Federal da Bahia, pertencente ao componente curricular do Trabalho final de graduação II, como parte dos requisitos para obtenção do título de Bacharel em Geologia. Orientador: Prof. Dr. Carlson Matos Maia Leite Salvador-Ba 2011

3 3 TERMO DE APROVAÇÃO CAIO MUELLER MAIA CARACTERIZAÇÃO ESTRUTURAL, GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA, DAS FORMAÇÕES TOMBADOR E AÇURUÁ NA REGIÃO SUL DO MUNICÍPIO DE LENÇÓIS, CHAPADA DIAMANTINA-BA Trabalho Final de Graduação aprovado como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora: 1 Examinador Profº. Dr. Carlson de Matos Maia Leite - Orientador Instituto de Geociências, UFBA/Petrobrás 2º Examinadora - Profª Dra. Simone Cerqueira Pereira Cruz Instituto de Geociências, UFBA. 3º Examinador Geol. Msc. Reginaldo Alves dos Santos Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM) Salvador, 06 de Julho de 2011.

4 4 AGRADECIMENTOS Ao longo desses anos, compreendi quão magnífico é o estudo da terra. Primeiramente, agradeço a Deus o privilégio de viver e as preces alcançadas. À minha querida mãe, minha maior fonte de amor e carinho, por estar sempre ao meu lado e por ser um exemplo de mulher. Dedico a você essa conquista! Ao meu pai, pela amizade, pelos bons momentos e por acreditar no meu potencial. A Valério, meus agradecimentos pelo apoio, ajuda e por se preocupar com meu sucesso. À minha avó Jura, pelo colo acolhedor e pelo imenso carinho. À minha namorada Juliana, pelo companheirismo, atenção e, sobretudo, pelo amor. Agradeço a ANP e aos administradores Heidson Sato e Cícero Paixão por todo o apoio financeiro e logístico para a realização dessa pesquisa. Aos meus orientadores Carlson Leite e Jorge Magalhães que tiveram um papel significante para que esse trabalho fosse realizado, com muita dedicação e paciência para esclarecer todas as dúvidas pertinentes. Ao Sr. Luiz Krug por fornecer todo o apoio às atividades de campo com seus ensinamentos geológicos e experiências adquiridas ao longo dos anos na região da Chapada Diamantina. Também aos professores Ângela, Simone, Telésforo, Aroldo Misi, Haroldo Sá, Flávio, Marcelo, Zoltan e outros, por exercerem a profissão com muita dignidade e dedicação. Aos amigos da faculdade: Antonio Jorge, Asafe, Antônia, Artur, Danilo, Fabiane, Gleice, Jaime, Josafá, Lucas Gontijo, Murilo, Moutinho, Paulo, Nelize, Pedro, Silvandira, Valter e tantos outros, por trilharem comigo nesta jornada. Por fim, aos amigos geólogos: Karlos Gouthiers, Deivson Lucas, Adriano Belitardo, Jofre Borges, Fabiano, Michel Brum, Janaína, Mateus Aragão, Cleison e Michele, eu nunca esquecerei os bons momentos vividos. Minhas desculpas aos que agora não me vieram à memória.

5 5 A coisa mais bela que podemos experimentar é o mistério. Essa é a fonte de toda a arte e ciências verdadeiras. (Albert Einsten)

6 6 RESUMO As formações Tombador e Açuruá englobam as sequências siliciclásticas de idade mesoproterozóica do Supergrupo Espinhaço e estão localizadas no domínio oriental da Chapada Diamantina, centro-oeste do Cráton do São Francisco. Este domínio apresenta um relevo modelado por extensas cristas paralelas e vales estreitos que refletem a ocorrência das estruturas rúpteis e rúpteis-dúcteis, de direção predominante NNW-SSE. Além disso, hospeda ainda um trend de mega-dobramentos, definidos por amplos anticlinais e sinclinais alternados. Na área de estudo, desenvolveu-se, como principal estrutura, o Anticlinal do Pai Inácio. O objetivo geral deste trabalho foi aplicar a ferramenta de análise estrutural, geométrica e cinemática, identificando, mapeando e interpretando as estruturas de deformação sin-sedimentar e as de origem secundária, essa última subdividida em dúcteis, rúpteis-dúcteis e rúpteis, além da elaboração de um modelo de evolução deformacional simplificado. Desse modo, a análise estrutural foi caracterizada a partir do estudo de diferentes tipos de estruturas, enfocando desde a mega-escala, com observação de lineamentos estruturais, em imagens de satélite e fotografias aéreas, até a escala de afloramento. A análise dos lineamentos estruturais revelou quebras negativas de relevo, feições lineares de drenagens e vales, que representam falhamentos direcionais, e foram agrupados em três classes: NW-SE, N-S e W-E. Considerando a situação da área em relação ao contexto da bacia, bem como a disposição das principais estruturas em relação à sua situação geotectônica, sugere-se que a área de estudo tenha sido afetada por dois estágios deformacionais (D1 e D2) incluídos em uma fase deformacional, durante o Neoproterozóico. O D1 compreende um estágio de deformação compressional onde se nucleou o dobramento (D1), correspondente ao Anticlinal do Sincorá, e uma série de estruturas localizadas nos flancos dessa dobra, tais como: juntas associada ao dobramento, dobras subsidiárias, dobras em kink e falhas de empurrão. As fraturas relacionadas a esse estágio compreendem juntas de extensão que são representadas pelas fraturas longitudinais, transversais e diagonais ao eixo do anticlinal do Pai Inácio. O D2 compreende um estágio de deformação que é representado por uma transcorrência regional sinistral e transtassiva. Pode ser vista como uma manifestação, no interior do Cráton do São Francisco, dos processos geradores das faixas Rio Preto e Riacho do Pontal, a norte, que estruturaram com falhas de empurrão e dobras com vergência para sul, os metacarbonatos do Supergrupo São Francisco. Foi acomodado na forma de zonas de cisalhamento rúpteis e regionais nas rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço. Observou-se neste trabalho a falha do Rio São João de movimento transcorrente e cinemática sinistral que bordeja a norte a Serra do Sincorá, sendo responsável pela estruturação da serra, principalmente com o desenvolvimento de falhamentos de direção NNW-SSE. A partir do padrão de abertura dos vales e o sistema de fraturas e/ou falhamentos com cinemáticas, podese sugerir uma tectônica rúptil de cisalhamentos Riedel para a explicação da estruturação da Serra do Sincorá. Palavras-Chave: Formações Tombador e Açuruá; Análise Estrutural; Modelo de Evolução Deformacional.

7 7 ABSTRACT The Tombador Formation and Açuruá Formation are siliciclastic sequences of Mesoproterozoic age. They represent sediments of Espinhaço Supergroup in the area east of the Chapada Diamantina, west-central San Francisco cráton. The area, east of the Chapada Diamantina, shows a relief composed by mountain ranges and narrow valleys that reflect structures brittle-ductile and brittle, origins in predominant direction NNW-SSE. This domain also hosts a trend of megas-folds, defined by broad anticlines and synclines. In the study area, the main mega-fold is the Pai Inácio Anticline. The overall objective of this study has been to apply the tool of structural analysis, geometric and kinematics, identifying, mapping and interpreting the syn-sedimentary and secondary structures, the latter subdivided into ductile, brittle-ductile and brittle, ones. The study has also allowed to suggest a simplified model for the deformational evolution of the region. Thus, structural analysis was held based on the study of different types of structures, with observations and treatment of structural lineaments on satellite images and aerial photographs, and also at scales of outcrops. The analysis of structural lineaments revealed negative relief breaks that represent directional faults, and are grouped into three classes: NW-SE, N-S and W-E. Considering the situation of the area studied in relation to the context of the basin, as well as the willingness of major structures in relation to its geotectonic situation, it is suggested that the study area has been affected by at least two deformational stages (D1 and D2) included in a deformation phase during the Neoproterozoic. The D1 comprises a stage of compressional deformation where the fold (D1) was formed, corresponding to the Pai Inácio Anticline and a series of structures located on the flanks of folds, such as: folding with associate relief joint, subsidiaries folds, kink folds and thrust faults. Fractures related to this stage correspond to extension fractures and are oriented in longitudinal, transverse and diagonal in relation the anticline Sincorá axis. The D2 is represented by strike-slip faults of sinistral kinematics. It is compressions of the Rio Preto and Riacho do Pontal selts in the northern board of São Francisco cráton. This belt comprises thrust faults and folds that propagation to the cráton, including the metacarbonatic of the São Francisco Supergroup. These propagation were accommodates brittle and plastic-brittle (shear zones) with the Supergroup metasedimentary rocks of Espinhaço. In the study area, the D2 stage is represented by the Rio São João Fault with kinematic strike-slip sinistral movement which borders the north of the Sierra Sincorá. This fault responsible for structuring the development of faults of NNW-SSW trend. From the patterns of valleys and the open fractures with kinematic system, it can be suggested a brittle and plastic-brittle tectonic Riedel shear to explain the structure of Sincorá Range. Keywords: The Tombador Formation and Açuruá Formation; Structural Analysis; Model Evolution deformation.

8 8 LISTA DE FIGURA Figura 1. a) Mapa de Situação e b) Mapa de localização da área de estudo, com as principais vias de acesso...15 Figura 2. Fluxograma das etapas de trabalho...18 Figura 3. O Cráton do São Francisco no cenário do Gondwana, reconstruído pela justaposição de modelos digitais de terreno da porção leste do Brasil e costa oeste africana...22 Figura 4. O Cráton do São Francisco e suas faixas de dobramentos marginais, em destaque a área de estudo...23 Figura 5. Carta estratigráfica das bacias Espinhaço e São Francisco para o domínio da Chapada...25 Figura 6. Mapa Geológico da Chapada Diamantina Bahia...27 Figura 7. Coluna estratigráfica do Grupo Rio dos Remédios...30 Figura 8. Quadro com as propostas para a coluna estratigráfica do Supergrupo Espinhaço, na Chapada Diamantina...31 Figura 9. Coluna Estratigráfica do Grupo Chapada Diamantina...33 Figura 10. Coluna estratigráfica do Supergrupo São Francisco...34 Figura 11. Coluna estratigráfica da Formação Açuruá...37 Figura 12. Plotagem das medidas de paleocorrentes na Formação Açuruá em rosáceas de direção, hemisfério inferior, com direção preferencial para sudeste...39 Figura 13. Coluna estratigráfica da Formação Tombador, na seção realizada ao longo da BR Figura 14. Ilustração das litofácies conglomeráticas da Formação Tombador, em relação a sua composição, textura e estrutura sedimentar...44 Figura 15. Plotagem das medidas de paleocorrentes na Formação Tombador...45 Figura 16. Mapa Geológico-Estrutural simplificado da Chapada Diamantina...48 Figura 17. Em (a) tem-se o diagrama estereográfico sinóptico das medidas de acamamento (S0) nas formações Tombador e Açuruá...49 Figura 18. Determinação do plano axial de uma dobra simétrica através do eixo e do ponto médio da abertura da dobra...50 Figura 19. Classificação das dobras baseadas pelo ângulo interflancos...50 Figura 20. Classificação de dobras com base na orientação do mergulho da superfície axial X caimento ou Pitch da linha de charneira...51

9 9 Figura 21. Mapa esquemático das cinemáticas dos sistemas de fraturamentos regionais...52 Figura 22. Modelo idealizado do Cisalhamento de Riedel...53 Figura 23. Em (a) tem-se o diagrama estereográfico sinóptico das medidas dos flancos das dobras nos metarenitos da formação Tombador...61 Figura 24. Em (a) tem-se rosetas dos veios de quartzo nas rochas da formação Tombador e Açuruá. Em (b) diagrama estereográfico sinóptico dos veios de quartzo...66 Figura 25. Rosetas e diagramas estereográficos sinópticos das fraturas sinistrais (a) e dextrais (b) nas rochas da formação Tombador e Açuruá...69 Figura 26. Estereogramas para as famílias de falhas/fraturas sinistrais e dextrais, e suas respectivas estrias associadas, encontradas na área de estudo...70 Figura 27. Projeção estereográfica dos planos preferenciais das falhas sinistrais e destrais e suas relações cinemáticas...71 Figura 28. Em (a) rosetas das fraturas indiscriminadas nas rochas metassedimentares da formação Tombador e Açuruá. Em (b) diagramas estereográficos sinóptico das fraturas indiscriminadas nas formações Açuruá e Tombador...72 Figura 29. Diagramas de rosetas para a direção das bandas de cisalhamento (shear bands) nas Formações Tombador e Açuruá...76 Figura 30. Ilustração esquemática da disposição das estruturas deformacionais do estágio deformacional D Figura 31. Arranjo dos veios e diques máficos no dobramento D Figura 32. Ilustração esquemática da disposição das estruturas deformacionais do estágio deformacional D2...86

10 10 LISTA DE FOTOGRAFIAS Foto 1. Visão Geral do eixo do anticlinal do Pai Inácio alinhado seguindo um trend N-S, levemente NE-SW...37 Foto 2. Fácies metarenito fino de coloração roxa localizado no perfil Cachoeira da Fumaça...38 Foto 3. Metarenitos da Formação Tombador com estruturas do tipo bandas de maré ( tidal bundles ), típicas de ambiente sedimentar estuarino, localizado no Morro do Pai Inácio...41 Foto 4. Estruturas do tipo marcas de ondas (ripples simétricos) localizados nos metarenitos da Formação Tombador, próximo ao rio Mucugêzinho...42 Foto 5. Metarenitos eólicos bimodais da Formação Tombador com estratificações cruzadas de grande porte (elemento arquitetural duna) e plano-paralelas...43 Foto 6. Metaconglomerados polímiticos da Formação Tombador, apresentando seixos de composições mineralógicas e colorações diferenciadas, localizados no leito do rio Lençóis...44 Foto 7. Diques de rochas máficas preenchendo o padrão de fraturamento E-W nas rochas metassedimentares da Formação Açuruá, localizada nas proximidades do Morrão...46 Foto 8. Dobras convolutas e estruturas de carga nos metarenitos da Formação Tombador, localizados no leito do rio Lapão...56 Foto 9. Visão lateral do afloramento com fault propagation fold associado a falha inversa (reverse drag fold), com movimentos dirigidos para oeste-sudoeste...58 Foto 10. Visão lateral de afloramento com fault propagation fold localizado no leito do Rio Ribeirão...59 Foto 11. Fraturas, de atitude N150/45SW, abertas preenchidas por sílica entre as superfícies de acamamento dobrada nos metarenitos fluviais da Formação Tombador...60 Foto 12. Kink Band na Formação Tombador, ao longo da seção realizada no Rio Ribeirão...62 Foto 13. Presença de pseudotaquilitos preenchendo as fraturas de direção N230 e deslocando os seixos com cinemática destral, nos metaconglomerados da Formação Tombador...63 Foto 14. Estruturas tipo Tension Gashes sugestiva de cinemática sinistral, nos metarenitos da formação Tombador...64 Foto 15. Estruturas do tipo juntas estilolíticas, ocorrem na fácies eólico/fluvial na formação Tombador...65

11 11 Foto 16. Veios de quartzo com estrias de deslizamento definidas por quartzos fibrosos, dispostos em painéis e degraus (steps). Localizado no leito do rio Capivara...67 Foto 17. Degraus em plano de fraturas de cisalhamento na Formação Açuruá com sentido da movimentação relativa sinistral...68 Foto 18. Marcas de juntas plumosas instaladas nos planos de fraturas de direção N190º/60ºNW, nas fácies deltaicas da formação Açuruá...73 Foto 19. Par conjugado de juntas em X, marcadoras dos tensores de máxima compressão e máxima distensão...73 Foto 20. Vista em planta de zona de cisalhamento rúptil NW-SE (juntas extensionais escalonadas) em metarenito da Formação Tombador...74 Foto 21. Bandas de cisalhamento de direção N90, localizado no leito do rio Lençóis...75 Foto 22. Bandas de cisalhamento de direção N330, localizado no leito do rio Lençóis...75 Foto 23. Deslocamento de seixos, dos metaconglomerados da Formação Tombador...77 Foto 24. Falha de direção N350º e movimentação sinistral, com mini falhas antitéticas destrais nos metaconglomerados da Formação Tombador, localizado no rio Lençóis...77

12 12 SUMÁRIO 1 INTRODUÇÃO Considerações Iniciais Localização da Região Estudada OBJETIVOS Objetivo Geral Objetivos Específicos JUSTIFICATIVA MATERIAL E MÉTODOS GEOLOGIA REGIONAL Introdução Unidades Litológicas da Chapada Diamantina Embasamento Pré-Espinhaço Rochas Granitóides Supergrupo Espinhaço Sequência Sin-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantina Sequência Pós-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantia Sequência da Fase Sinéclise na Chapada Diamantina Supergrupo São Francisco Rochas Intrusivas Máficas GEOLOGIA LOCAL Introdução Unidades Litológicas Grupo Paraguaçu Formação Açuruá Grupo Chapada Diamantina Formação Tombador Rochas Máficas Intrusivas GEOLOGIA ESTRUTURAL Considerações Iniciais Análises de Imagens e Lineamentos Estruturais Análise Geométrica e Cinemática das Estruturas Identificadas Estruturas de Deformações Sin-Sedimentar Estruturas Dúctil-Rúpteis Estruturas Rúpteis Petrografia e Microestruturas Petrografia Formação Açuruá Formação Tombador Microestruturas Integração das Estruturas Mapeadas no Campo e Evolução Deformacional CONSIDERAÇÕES FINAIS...88 REFERÊNCIAS...91 ANEXOS...99

13 13 1 INTRODUÇÃO 1.1 Considerações Iniciais Entre as províncias estruturais brasileiras definidas por Almeida et al., (1977), destaca-se a Província São Francisco, que está situada no Escudo Atlântico e coincide com o Cráton do São Francisco. Os Crátons são hoje entendidos como as porções mais interiores e estáveis das placas que, ao final do Neoproterozóico, se amalgamaram através de uma série de colisões diacrônicas para formar a porção ocidental do continente Gondwana (ALKMIM, 2004). O Bloco Gavião (BG) é truncado por um rifte abortado, denominado Aulacógeno do Paramirim (PEDROSA-SOARES et al., 2001) e orientado segundo norte-sul (N/S) a noroeste-sudeste (NW/SE), no qual se depositaram os protólitos do Supergrupo Espinhaço (Paleo a Mesoproterozóico) e São Francisco (Neoproterozóico) No setor norte do Cráton do São Francisco, o Supergrupo Espinhaço aflora em dois domínios tectônicos: o Espinhaço Setentrional e a Chapada Diamantina, ambos depositados no Aulacógeno do Paramirim. Na porção oriental desse aulacógeno ocorre uma zona de deformação de orientação NNW-SSE que é denominada de Corredor de Deformação do Paramirim (ALKMIM et al., 1993). Nesse corredor de deformação estão contidos o cinturão de dobramentos e cavalgamentos do Espinhaço Setentrional, na sua íntegra, e o cinturão de dobramentos e cavalgamentos da Chapada Diamantina. A Chapada Diamantina foi dividida em dois domínios principais separados pelo lineamento Barra do Mendes-João Correia, denominados de Ocidental e Oriental (JARDIM de SÁ et al., 1976). O Domínio Oriental é representado pela Formação Açuruá (Grupo Paraguaçu) e pelas formações Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu (Grupo Chapada Diamantina), que afloram na Serra do Sincorá. A Formação Açuruá, denominada também de Formação Guiné, é representada por depósitos deltáicos (PEDREIRA, 1994) em um contexto tectônico de bacia flexural pós-rifte (GUIMARÃES et al., 2005). A Formação Tombador é representada por depósitos de ambientes distintos: leque aluvial, eólico, estuarino, litorâneo e marinho (CASTRO, 2003) em um contexto tectônico de bacia tipo sinéclise (GUIMARÃES et al., 2005). As duas formações estão situadas na área em estudo.

14 14 O domínio fisiográfico da Chapada Diamantina apresenta um relevo modelado por extensas cristas paralelas a vales estreitos que refletem o padrão estrutural da área, definido pela presença de amplos sinclinais e anticlinais (GUIMARÃES et al., 2005). São predominantes estruturas tipo dobras regionais de caimento duplo, falhas de empurrão e uma grande variedade de feições de menor escala, todas orientadas preferencialmente segundo NNW-SSE com vergência para leste, compondo um cinturão de deformação em seu estágio embrionário de desenvolvimento (DANDERFER et. al., 1993). Esse cinturão de cavalgamentos e dobramentos é um dos registros da inversão do Aulacógeno do Paramirim durante o Neoproterozóico (DANDERFER, 1990; CRUZ & ALKMIM, 2006). Através das pesquisas de campo investigou-se as deformações nas formações Tombador e Açuruá na porção norte da Serra do Sincorá. A pesquisa foi realizada a partir do levantamento, análise e interpretação de dados estruturais coletados, tanto em imagens aéreas e de satélites quanto nos afloramentos, onde foram reconhecidas e descritas as estruturas primárias (sedimentares) e secundárias (deformacionais). 1.2 Localização da Região Estudada A área em estudo está situada na Serra do Sincorá, Chapada Diamantina Bahia, nas proximidades da cidade de Lençóis. A área corresponde à porção centro-norte da serra, com coordenadas entre S S (latitude) e W W (longitude) (Fig. 1). A partir de Salvador, o acesso se dá através da BR-324 até Feira de Santana. Após a cidade de Feira de Santana, têm-se duas opções: i) seguir pela BR-116 até o entroncamento com a BR-242. Depois seguir nesta estrada em direção a Seabra. Nesse percurso a distância de Salvador a Lençóis fica aproximadamente 402 Km; ii) seguir pela BR-116 até o entroncamento com a BA-052. Nessa estrada seguir até a cidade de Ipirá, onde se deve prosseguir pela BA-488 até Itaberaba, e de lá, através da BR-242, segue-se em direção a Seabra. Nesse percurso, a distância de Salvador a Lençóis fica aproximadamente 424 km. (Fonte: acessado em 7 set/2010).

15 15 No interior da Chapada Diamantina, o acesso se faz através de rodovias secundárias, em geral não pavimentadas. Os principais centros urbanos situados na área de trabalho são as cidades de Lençóis, Palmeiras, e a vila de Caeté-Açu (Capão). O acesso por via aérea de Salvador para Lençóis é feito por vôos regulares para o Aeroporto Horácio de Matos (Lençóis). b) 41 13'30"W BR-242 a) 12 30'0"S Palmeiras & Rio Preto Rio São José Rio Utinga 12 30'0"S Rio Ribeirão Lençóis & Rio Santo Antonio Rio Preto Rio Capivara Rio do Caldeirão Riacho Baixa do Jacu Rio Guiné Riacho Fundo Rio Roncador BA-242 Legenda!( Cidades Rios Rio Ratinho Área de Estudo Rio Capãozinho Estradas Secundárias BR-242 Rio Preto Rio Baiano Rio Coisa Boa Andaraí & Rio Piabas 41 13'30"W Figura 1. a) Mapa de situação da área de estudo; b) Mapa de localização, com as principais vias de acesso.

16 16 2 OBJETIVOS 2.1 Objetivo Geral A partir da excelente exposição das rochas das formações Açuruá e Tombador, na região da Chapada Diamantina Oriental, objetivou-se aplicar a ferramenta de análise estrutural, buscando identificar, mapear e analisar feições estruturais na porção norte do anticlinal do Pai Inácio. Com o apoio dessa ferramenta, procura-se contribuir para a otimização do conhecimento da evolução estrutural e tectônica da Serra do Sincorá. 2.2 Objetivos Específicos A pesquisa tem como objetivos específicos: (i) caracterizar o arranjo das macroestruturas geológicas e das suas configurações geométricas e cinemáticas; (ii) estudar a diversidade de estruturas presentes na Serra do Sincorá e suas proximidades, na tentativa de correlacioná-las com o grande lineamento da falha de São João; (iii) caracterizar as microestruturas e a petrologia sedimentar e/ou metamórfica em lâminas delgadas; (iv) elaborar um modelo simplificado de evolução deformacional da região supracitada, na escala de 1:60.000, com base nos dados estruturais coletados e suas relações hierárquicas.

17 17 3 JUSTIFICATIVA A área de estudo preserva um grande acervo de dados geológicos como material didático para estudos no ramo da sedimentologia, estratigrafia e geologia estrutural, consideradas de suma importância para a formação de geólogos na área de petróleo e gás, objetivo do PRH-ANP (Projeto de Recursos Humanos - Agência Nacional do Petróleo). Este trabalho propõe o mapeamento das estruturas deformacionais presentes nas rochas metassedimentares (Formações Açuruá e Tombador) que afloram na porção norte dessa bacia, o que contribui na construção do conhecimento científico da análise estrutural na região em estudo. O estudo do arcabouço estrutural de uma bacia sedimentar permite uma maior compreensão quanto aos processos estruturais decorrentes dessas deformações ao longo da sua evolução tectônica, permitindo, assim, compreender o comportamento das rochas e estruturas associadas. Diversos trabalhos abordaram a estratigrafia, geocronologia e paleogeografia do setor oriental da Chapada Diamantina, sendo elaborados no intuito de elucidar a gênese e evolução sedimentar desse setor, todavia, poucos possuíam como foco principal a evolução estrutural nesse domínio.

18 18 4 METODOLOGIA DE ESTUDO Para a realização dessa monografia, foram desenvolvidas tarefas nas seguintes etapas de trabalho (Fig. 2): Atividades Pré-Campo Obtenção de imagens de satélite e fotografias aéreas Levantamentos Bibliográficos Processamento digital de Imagens e Delimitação dos lineamentos estruturais (ARCGIS 9.2) Medidas de acamamento e feições estruturais Atividades de Campo Coleta de amostras para a confecção de lâminas delgadas Atividades Pós-Campo Processamento dos dados estruturais coletados (STEREONET 3.0) Elaboração de mapas de pontos, geológico e estrutural Confecção e estudo de laminas delgadas Interpretações Finais Elaboração da Monografia Figura 2. Fluxograma das etapas de trabalho.

19 19 A) Atividades Pré-campo Consistiu na aquisição, avaliação crítica e sintetização de conhecimentos em geologia estrutural sobre a área de interesse, bem como a leitura de artigos, dissertações e teses sobre o tema central da pesquisa. No estudo do sensoriamento remoto foram obtidas imagens de satélite, na escala de 1: , do tipo SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) (EMBRAPA, 2010), do tipo LANDSAT 5 (Land Remote Sensing Satellite) (INPE, 2010), além de fotografias aéreas na escala de 1: (CBPM, 1976). As imagens de satélite obtidas passaram por um tratamento digital, através do auxílio da ferramenta ARCGIS 9.2, uma extensão desenvolvida pelo ESRI, com a intenção de melhorar a visualização e caracterização das feições, considerando-se as expressões retilíneas dos elementos de relevo (cristas, vales e linhas de escarpas). Após o tratamento dessas imagens foram traçados lineamentos estruturais ainda com auxílio da ferramenta ARCGIS 9.2. A partir das informações extraídas, dividiram-se estes lineamentos em tamanho iguais, com objetivo de atribuir peso as medidas coletadas. Os dados de lineamento foram analisados através de uma extensão desenvolvida pela Geological Software, disponível na internet, denominado StereoNet 3.03 (versão 3.2, for Windows, Ivar Steinsund ), o qual fornece gráficos de rosetas (diagramas estatísticos) que leva em conta a sua direção e a quantidade de medidas. B) Atividades de Campo Foram realizadas quatro viagens, em um período total de vinte e um dias nos meses de agosto, setembro e outubro de 2010 e janeiro de 2011, que compreendeu o levantamento de dados de campo ao longo de estradas, trilhas e drenagens. Os trabalhos de mapeamento foram realizados através de seções estratégicas, utilizando-se as fotos aéreas, mapas topográficos e mapas de lineamentos estruturais confeccionados. Durante a realização das seções buscou-se identificar em cada afloramento as características gerais das rochas (cor, mineralogia, granulometria, estruturas primárias, dobras, falhas, fraturas, indicadores cinemáticos, dentre outros) e correlacioná-las com os dados apresentados por trabalhos realizados na região. Também envolveu o reconhecimento das estruturas primárias, assim como a medição sistemática de elementos estruturais (planares e lineares) (Quadro 1). Além disso, coletou-se

20 20 amostras de rochas em locais definidos como flancos de dobras, zonas de cisalhamento, locais de alteração hidrotermal intensificada (tipo silicificação), etc, onde foram confeccionadas lâminas delgadas para identificação e análise das microestruturas presentes, e da sua composição mineral. Dias de trabalho Medidas de Estruturas (acamamento, paleocorrentes, fraturas, falhas, estrias, Lb, etc) 4 viagens e 21 dias de campo 947 medidas estrututrais Nº de Amostras Coletadas 10 amostras coletadas Fotointerpretação na escala 1: Fotografias tiradas Área em estudo (~ km²) Pontos visitados Caminhamento (~ km) 5 fotografias Aéreas (nº 882, 881, 880, 879, 878) 556 fotografias tiradas ~ 464 km² 72 pontos de controle ~135 km Quadro 1.Síntese dos trabalhos realizados de campo. C) Tratamento de Dados Com o objetivo de organizar a informação adquirida para posterior análise e interpretação, seguiram-se os passos: - sistematização dos dados estruturais coletados em campo, organizados em tabelas Excel (for Windows ); - processamento dos dados estruturais para a confecção de diagramas estereográficos sinópticos e análise geométrica-cinemática das mesmas, a partir do programa StereoNet (versão 3.2, for Windows, Ivar Steinsund ); - estudo das microestruturas e composição mineralógica em lâminas delgadas; - elaboração de mapas temáticos geológicos e estruturais.

21 21 D) Análise e Interpretação dos Dados Nesta etapa procederam-se as análises descritivas e cinemáticas com o objetivo de caracterizar o padrão estrutural, assim como os possíveis mecanismos atuantes na geração dos dobramentos, falhamentos e fraturamentos. Para isso foram interpretados os dados coletados durante as observações diretas no campo. Após a integração de todos os dados, criou-se um modelo geométrico-cinemático, meramente interpretativo, o qual serviu de sustentação em relação aos padrões deformacionais que afetaram as unidades geológicas na área de estudo.

22 22 5 GEOLOGIA REGIONAL 5.1 Introdução A área de estudo está inserida na porção setentrional do Cráton do São Francisco (CSF) (ALMEIDA, 1967), centro-norte do Estado da Bahia. O CSF, assim como os demais dos continentes sul-americanos e africanos, são hoje entendidos como as porções mais interiores e estáveis das Plataformas Sul-Americana e Africana que ao final do Neoproterozóico se amalgamaram através de uma série de colisões diacrônicas para formar a porção ocidental do supercontinente Gondwana (BRITO NEVES et al., 1999; ALKMIM et al., 2001) (Fig. 3). O substrato do CSF foi estabilizado durante a orogenia de idade Riaciana, entre 2,1 e 1,9 Ga (Eón Proterozóico) (ALMEIDA, 1977; DANDERFER, 2009) e é cercado por cinturões de dobramentos evoluídos durante a orogenia Brasiliana/Pan-Africana com idades que variam entre 680 e 550 Ma (TEIXEIRA et al., 2000; PEDROSA-SOARES et al., 2001). Figura 3. O Cráton do São Francisco no cenário do Gondwana, reconstruído pela justaposição de modelos digitais de terreno da porção leste do Brasil e costa oeste africana. L: Luanda; C: Cabinda; S: Salvador (Brasil). (Fonte: ALKMIM et al., 2007)

23 23 Segundo Almeida (1981), o CSF compreende porções dos estados da Bahia e de Minas Gerais, sendo delimitado pelos seguintes orógenos Brasilianos: a sul-sudeste, pela Faixa Araçuaí, a sul pela Faixa Alto Rio Grande, a oeste pela Faixa Brasília, a noroeste pela Faixa Rio Preto, a norte pela Faixa Riacho do Pontal e a nordeste pela Faixa Sergipana (Fig. 4). Figura 4. O Cráton do São Francisco e suas faixas de dobramentos marginais, em destaque a área de estudo (modificado de ALMEIDA, 1977; ALKMIM et al., 1993 e DANDERFER, 2009). SE: Espinhaço Meridional; CE: Espinhaço Central NE: Espinhaço Setentrional; CD: Chapada Diamantina. O Aulacógeno do Paramirim (PEDROSA SOARES et. al., 2001) ou Aulacógeno do Espinhaço (MOUTINHO DA COSTA & INDA, 1982) possui idade estateriana (1.75 Ga) e está segmentado no Espinhaço Setentrional e na Chapada Diamantina (GUIMARÃES et al., 2008). Segundo Schobenhaus (1996) esse aulacógeno evoluiu a partir de riftes superpostos e parcialmente invertidos cujas idades variam desde o Paleoproterozóico até o Neoproterozóico e envolve o embasamento mais antigo que 1,8Ga, bem como as duas grandes unidades proterozóicas da cobertura cratônica, os supergrupos Espinhaço e São Francisco.

24 24 O Supergrupo Espinhaço engloba uma sucessão de sedimentos essencialmente terrígenos, com contribuições vulcânicas ácidas a intermediárias na base (BARBOSA & DOMINGUEZ, 1996). A bacia que abriga o Supergrupo Espinhaço é caracterizada como do tipo sucessora e polistórica por desenvolver-se em vários sítios deposicionais atrelados a eventos tectônicos distintos, com destaque para alternâncias entre sistema de riftes e de flexura crustal (DANDERFER & DARDENE, 2002). A Chapada Diamantina, denominada de Bacia de Lençóis por Inda & Barbosa (1978), compreende dois domínios: Ocidental e Oriental que são separados entre si pelo Lineamento Barra do Mendes-João Correia (JARDIM DE SÁ et al., 1976), uma estrutura de direção NNW/SSE marcada por falhas contracionais com vergência leste-nordeste. No Domínio Ocidental, os dobramentos são apertados e o vulcanismo intenso, já no Oriental, as dobras são suaves e o magmatismo restrito principalmente a intrusões básicas. A época da fase inicial do rifteamento que originou as sequências vulcanosedimentares da Chapada Diamantina e do Espinhaço parece ser a única fase bem datada, com idades U/ Pb em zircões coletados nos metariolitos do Grupo Rio dos Remédios, em torno de 1.750Ma (BABINSKI et al.,1994; SCHOBBENHAUS et al., 1994; BABINSKI et al., 1999; GUIMARÃES et al., 2005). 5.2 Unidades Litológicas da Chapada Diamantina As principais unidades litológicas na região da Chapada Diamantina com ênfase para a Chapada Diamantina Oriental (Fig. 5) são: i) Embasamento Pré-Espinhaço, ii) Rochas Granitóides, iv) Sequência Sin-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantina, v) Sequência Pós-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantina, viii) Sequência da Fase Sinéclise do Espinhaço na Chapada Diamantina. vii) Supergrupo São Francisco e vii) Rochas Intrusivas Máficas.

25 Figura 5. Carta estratigráfica das bacias Espinhaço e São Francisco para o domínio da Chapada Diamantina. Fonte: Guimarães et al., (2005). 25

26 Embasamento Pré-Espinhaço O embasamento Pré-Espinhaço é constituído por rochas mais antigas que 1.8 Ga e que compõe o Bloco Gavião (Fig. 6). Compreendem rochas gnáissicas, migmatizadas ou não, granitóides arqueanos/paleoproterozóicos e as sequências metavulcanossedimentares associadas com a evolução do embasamento do Cráton do São Francisco. O Bloco Gavião é um dos segmentos crustais mais antigos até aqui reconhecidos na América do Sul, com idades que variam entre 3,5 e 2,7 Ga (CUNHA et al., 2000). Esse segmento crustal iniciou-se pela formação de dois núcleos de rochas: TTG (Tonalito/Trondjhemito/Granodiorito) Boa Vista/Mata Verde, Sete Voltas e Tonalito Bernada, cujas idades marcam 3,4 3,2 Ga, e Granitóide Serra do Eixo/Mariana/Piripá, de idades entre 3,2-3,1 Ga (BARBOSA & DOMINGUEZ, 1996). O Bloco Gavião hospeda ainda uma série de seqüências vulcanosedimentares, algumas notadamente do tipo Greenstone Belt, tais como: Contendas Mirante/Unidade Inferior, Umburanas, Ibitira-Ubiraçaba, Brumado, Riacho de Santana, Guajeru, Boquira, e outras sem ainda essa conotação, como é o caso da Sequência Vulcanossedimentar de Urandi e Ibajara (BASTOS LEAL, 1998). De acordo com Guimarães et al., (2005), além do Bloco Gavião, o embasamento do Supergrupo Espinhaço, na região da Chapada Diamantina, é constituído pelo Bloco Paramirim que compõe o alto do embasamento do Aulacógeno do Paramirim, localizado entre a Serra do Espinhaço Setentrional e a Chapada Diamantina Ocidental, servindo de alto estrutural responsável pela separação das bacias da Chapada Diamantina e do Espinhaço Setentrional (MOUTINHO da COSTA & INDA 1982). Entretanto, segundo Barbosa & Sabaté (2003) o Bloco Gavião é indiferenciável do Paramirim, compondo, portanto, todo o embasamento a oeste do Bloco Jequié e do setor norte do Cinturão Itabuna-Salvador-Curaçá.

27 27 Monte Alegre do Piauí FRP Nova Remanso FRP COBERTURAS FANEROZÓICAS Riachão das Irecê SUPERGRUPO SÃO FRANCISCO CD o 12 00` SÃO FRANCISCO SUPERGRUPO ESPINHAÇO Boquir a Nova Redenção BJ COMPLEXO LAGOA REAL ES Caetité Z C B C Itanajé Brumad o Ituaç u 14 o LAGOA REAL EMBASAMENTO ESPINHAÇO km BG o 43 00` Figura 6. Mapa Geológico da Chapada Diamantina - Bahia. Compilado e modificado de Cruz (2004). Destaque o 41 00` para a área de estudo Rochas Granitóides De acordo com Bastos Leal (1998) e Menezes-Leal et al., (2005), os terrenos gnáissicos-migmatíticos arqueanos do Bloco Gavião tiveram importante participação na gênese do magma parental relacionado com a da granitogênese paleoproterozóica deste segmento cratônico. Dentre os granitóides associados ao Bloco Gavião destacam-se: Granito Jussiape, Granitóide de Ibitiara e Granitóide de Queimada Nova. O Granito Jussiape é constituído por granitóides que conformam um corpo elíptico, alongado N S, intrudido nos complexos Gavião e Brumado e nos ortognaisses de Caraguataí (GUIMARÃES et. al., 2005). Teixeira (2005) interpretou este granito associado a de

28 28 magmatismo do tipo I, tardio a pós-orogênico, cujas características químicas são semelhantes aos de um arco magmático, contudo, próximas às de magmatismo tipo A, ou seja, anorogênico. Determinação geocronológica realizada por Guimarães et. al., (2005) mostra idade de Ma (método Pb-Pb em zircão) para o granito de Jussiape. O Granitóide de Ibitiara é constituído por tonalitos cinza-escuros e por granodioritos porfiríticos, em geral, isotrópicos, embora mostrem-se deformadas, segundo zonas de cisalhamento de direção NW-SE, próximo de suas bordas (GUIMARÃES et al., 2005, interpretaram este granito como do tipo I, tardio a pós-orogênico, com característica química cálcio-alcalina de alto potássio. O Granitóide de Queimada Nova está representado por dois pequenos corpos intrusivos nos gnaisses do Complexo Paramirim. Correspondem a granodioritos porfiríticos com assinatura geoquímica que varia de peraluminosa a cálcio-alcalinas (GUIMARÃES et al., 2005). Esse granito tem idade U-Pb, em zircões, de 2.091±6,6 Ma (GUIMARÃES et. al., 2005) Supergrupo Espinhaço A tafrogênese Estateriana (1,8 a 1,6 Ga) originou no território brasileiro diversos sistemas de riftes, localmente expandidos, formando bacias sedimentares (BRITO NEVES, 2002 apud BIZZI et al., 2003), onde se depositaram as rochas sedimentares do Supergrupo Espinhaço e São Francisco. Em toda sua abrangência, configura um sistema de bacias, algumas abortadas na fase rifte, outras evoluindo para sinéclises interiores (BRITO NEVES, 2002 apud BIZZI et al., 2003). O Supergrupo Espinhaço aflora na parte oriental do Brasil nos estados da Bahia e Minas Gerais, juntamente com o Supergrupo São Francisco e corresponde a principal unidade da cobertura do Aulacógeno Paramirim-Bahia. Em Minas Gerais, o supergrupo ocorre na serra do Espinhaço Meridional. Na Bahia, o Supergrupo Espinhaço ocorre na bacia do São Francisco, na serra do Espinhaço Setentrional e na Chapada Diamantina. Esse supergrupo é subdivido, segundo Guimarães et al., (2005), em três grandes sequências estatigráficas: pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte.

29 Sequência Sin-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantina a) Grupo Rio dos Remédios Esse grupo foi definido inicialmente por Schobbenhaus & Kaul (1971) (apud ARCANJO et al., 2000), que consiste de rochas metavulcânicas com metassedimentares subordinadas, compreendendo a fase do sin-rifte do Espinhaço. Esse grupo constitui a base do Supergrupo Espinhaço e está em contato tectônico com as rochas do B.G (Pré-Espinhaço). Entretanto, mais recentemente, Guimarães et al., (2005) advogam a existência de uma fase pré-rifte para o Supergrupo Espinhaço. Ainda segundo esses autores, este grupo é subdividido pelas formações: Novo Horizonte, Ouricuri do Ouro e Lagoa de Dentro. A Formação Novo Horizonte é composta de rochas metavulcânicas com metasubvulcânicas e metaepiclásticas (metagrauvacas e metarenitos líticos) (SCHOBBENHAUS & KAUL, 1971 apud ARCANJO et al., 2000) (Fig. 7). Essa formação está depositada sobre a Formação Serra da Gameleira, seu contato superior é do tipo erosivo, geralmente com a Formação Ouricuri do Ouro ou, na sua ausência, com a Formação Mangabeira (GUIMARÃES et al., 2005). A Formação Ouricuri do Ouro compreende fácies quartzítica, eólica, metarenitos finos, médios e grossos, metaconglomerados e metabrechas, as últimas estão relacionadas à sedimentação de sistemas aluviais (GUIMARÃES et. al., 2005). Ainda segundo esses autores a Formação Lagoa de Dentro aflora principalmente na região a norte da Chapada Diamantina Ocidental ao longo de uma grande faixa NNW-SSE, sendo composta basicamente por metargilitos e metassiltitos, metagrauvacas e metapelitos rítimicos, representando uma sedimentação lacustre (GUIMARÃES et. al., 2005).

30 30 Pedreira, (1994) Figura 7: Coluna estratigráfica do Grupo Rio dos Remédios (modificado de PEDREIRA, 1994) Sequência Pós-Rifte do Espinhaço na Chapada Diamantina a) Grupo Paraguaçu A sequência pós-rifte do Supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina é representada pelo Grupo Paraguaçu. O Grupo Paraguaçu é caracterizado por uma sedimentação continental costeira-marinha rasa, da fase pós-rifte ou rifte-sag de preenchimento da bacia e está distribuído por toda a região da Chapada Diamantina (PEDREIRA, 1994; DOMINGUEZ, 1996; CASTRO, 2003; GUIMARÃES et. al., 2005). Esses sedimentos foram depositados em discordância angular sobre o Grupo Rio dos Remédios e é caracterizada na base pela Formação Mangabeira e no topo pela Formação Açuruá, sendo o contato entre elas do tipo gradacional (GUIMARÃES et. al., 2005). A

31 31 Formação Açuruá já foi nomeada anteriormente de Formação Guiné, inicialmente por Montes (1977) e outros autores, como é o caso de Pedreira (1994) (Fig. 8). Entretanto, Guimarães et. al., (2005), optaram pelo termo Açuruá por ter sido publicado em um documento científico de maior divulgação (INDA & BARBOSA, 1978). A Formação Mangabeira é composta por arenitos com estratificações acanaladas de grande porte, plano-paralelas e siltitos (GUIMARÃES et. al., 2005) e são interpretados como sedimentos de ambiente deposicional eólico/costeiro (PEDREIRA, 1994). A Formação Açuruá é composta por arenitos com matriz argilosa e níveis de siltito. Os arenitos têm estratificação plano-paralela e cruzada de baixo ângulo, com evidências de fendas de ressecamento e marcas onduladas (PEDREIRA, 1994). Santana et al., (2007) reconheceram 14 fácies na Formação Açuruá ao analisar dois afloramentos, um localizado nos arredores do município de Seabra e outro em Barra da Estiva. A Formação Açuruá corresponde a um ambiente deposicional deltaico (PEDREIRA, 1994). Pedreira et al., (1974) Guimarães et al., (2005) Figura 8. Quadro com as propostas para a coluna estratigráfica do Supergrupo Espinhaço, na Chapada Diamantina, ao longo dos anos (modificado de GUIMARÃES et. al., 2005).

32 Sequência da Fase Sinéclise na Chapada Diamantina Oriental a) Grupo Chapada Diamantina A seqüência atualmente denominada Grupo Chapada Diamantina foi descrita inicialmente por Derby (1906) apud Pedreira (1994) na região de Lençóis-Mucugê e por Branner (1910) apud Pedreira (1994) na Serra do Tombador, situada entre Jacobina e Lages. O Grupo Chapada Diamantina é o representante da fase sinéclise da Chapada Diamantina Oriental. Esse grupo possui idade mesoproterozóica (Período Calimiano), com idades entre 1.6 Ga a 1.4 Ga (GUIMARÃES et al, 2005) e corresponde a Bacia da Chapada Diamantina. Ainda segundo os mesmos autores, o preenchimento desse sítio deposicional de grande amplitude e pouca profundidade, controlado por variações eustáticas e influenciado por clima semi-árido severo, é representado por depósitos continentais costeiros eólico-fluviais, estuarinos (CASTRO, 2003) e marinhos rasos (PEDREIRA, 1994). O Grupo Chapada Diamantina envolve grandes áreas de exposição que são marcadas por relevos de serras alongadas e estreitas com altitudes acima de 1000 metros (SCHOBBENHAUS, 1996). Esta unidade foi subdividida em formações, da mais velha para a mais nova: Formação Tombador, Caboclo e Morro do Chapéu. Para Dominguez (1996), essa bacia é repositória dos depósitos siliciclásticos/carbonáticos relacionados à Superseqüência Tombador/Caboclo que apresenta sucessões estratigráficas verticais diferenciadas, quando considerado todo o seu contexto bacinal. Neste grupo, as formações basais e superiores foram depositadas tanto em ambientes continentais quanto em ambientes transicionais (marinho raso). A formação intermediária (Formação Cabloco) foi inteiramente depositada em ambiente de águas marinhas rasas, contendo pelo menos quatro intercalações de carbonatos estromatolíticos (PEDREIRA & WAELE, 2008) (Fig. 9).

33 33 Figura 9. Coluna Estratigráfica do Grupo Chapada Diamantina. Modificado de Pedreira & Waele (2008) Sequência da Fase Plataformal do Espinhaço na Chapada Diamantina Supergrupo São Francisco A Bacia do São Francisco foi depositada durante o Neoproterozóico e é constituída por sedimentos terrígenos e carbonáticos de ambiente marinho com influência glaciogênica (DOMINGUEZ, 1996). Assim como o Supergrupo Espinhaço na Bahia, o Supergrupo São Francisco ocorre na bacia homônima, na Chapada Diamantina e na Serra do Espinhaço Setentrional. Ainda segundo Dominguez (1996), os principais registros desta bacia são observados, sobretudo, recobrindo as rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço. As unidades estratigráficas que compõem este supergrupo distribuem-se como coberturas sedimentares sobre o CSF e suas faixas marginais. Na região da Chapada Diamantina, o Supergrupo São Francisco, é dividido nas formações Bebedouro e Salitre, que compõem o Grupo Una (Fig. 10). A Formação Bebedouro foi depositada em paleoambiente do tipo glacial com planícies aluviais associadas (GUIMARÃES, 1996). Em termos litológicos a Formação Bebedouro compreende:

34 34 i) Diamictitos com matriz grauváquica, arcosiana e quartzosa; ii) Pelitos; iii) Arenitos. Datações realizadas pelo método Rb/Sr e K/Ar em argilas da Formação Bebedouro, na Chapada Diamantina, forneceram idades em torno de 958 ± 38 e 900 Ma (MACEDO & BONHOMME, 1984 apud CRUZ & ALKMIM, 2007). A Formação Salitre é constituída quase que inteiramente de carbonatos (calcilutitos, calcissiltitos, calcarenitos), cujo perfil estratigráfico se inicia freqüentemente com nível dolomítico (BOMFIM & PEDREIRA, 1986). Para a Formação Salitre, os dados Rb/Sr em argilas autigênicas dos carbonatos apontam idades de deposição entre Ma (MISI & VEIZER, 1996). Figura 10. Coluna estratigráfica do Supergrupo São Francisco (modificado de FILHO et al., 1986).

35 Rochas Intrusivas Máficas No Espinhaço Setentrional e na Chapada Diamantina, ocorrem inúmeros corpos de diques de gabro/diabásio (DANDERFER, 2008). Sills e diques intrusivos de diorito cinzaescuro a esverdeado, de granulação média a fina, são também registrados (ARCANJO et al., 2000). O quimismo dessas rochas máficas intrusivas indica uma filiação de natureza toleítica continental típica, com características de contaminação crustal, em ambiente de intraplaca (TEIXEIRA, 2005). Esses diques foram intrudidos durante a tectônica distensiva com componente tangencial característica de ambiência transcorrente sinistral (TANNER de OLIVEIRA & CORREA-GOMES, 1996). Esses corpos apresentam-se com graus variáveis de deformação e estudos geocronológicos revelaram idades através do método K-Ar entre e 500 Ma (BRITO NEVES, 2008). Segundo Danderfer et al., (2009), a idade radiométrica dessas rochas máficas intrusivas estão associadas a eventos magmáticos que ocorrem no contexto do Cráton do São Francisco, da seguinte forma: (a) 1714 ± 5 Ma (U-Pb; SILVA et al, 1995); (b) 1514 ± 22 Ma (U Pb; BABINSKI et al, 1999); (c) Ma (K-Ar; JARDIM DE SÁ, 1976) (d) 906 ± 2 Ma (U-Pb; MACHADO et al., 1989); (e) Ma (K-Ar; DUSSIN et al., 1995); Baseados em datações por U/Pb, Guimarães et al (2005) advogam que grande parte dessas rochas máficas possuem idade de cristalização por volta de 1,5 Ga.

36 36 6 GEOLOGIA LOCAL 6.1 Introdução Foram objetos de estudo as seguintes unidades litológicas: Formação Açuruá, Formação Tombador e as rochas máficas intrusivas. Estas unidades são descritas a seguir obedecendo a ordem cronológica, estando representadas no mapa geológico (Anexo 1). O mapa geológico elaborado da área de estudo, na escala de 1:60.000, é o resultado da compilação de mapas geológicos de Filho et al., (1999) na escala de 1: , de Bonfim & Pedreira (1990) na escala de 1: , além dos dados coletados em campo e de interpretações de imagens digitais e fotos aéreas, na escala de 1: (EMBRAPA, 2010 e INPE, 2010) e 1: (CBPM, 1976) respectivamente. 6.2 Unidades Litológicas Grupo Paraguaçu Formação Açuruá Essa formação foi bem estudada por Pedreira (1994) que a denominou de Formação Guiné, conforme abordado inicialmente por Montes (1977). Neste trabalho, será mantido a mesma nomenclatura de Inda & Barbosa (1977) e Guimarães et al., (2005). Esta formação está situada na porção oeste do mapa geológico (Anexo 1) ocupando cerca de 20 % da área de estudo. A formação foi estudada ao sul, nos afloramentos da região da Vila de Caeté-Açu, no perfil realizado na Cachoeira da Fumaça (Anexo 1). Sua ocorrência está limitada aos sopés da serras e nos vales do lado oeste da Serra do Sincorá. Ocorre de forma contínua no núcleo do anticlinal do Pai Inácio, inserida em um grande vale alinhado na direção N-S a NE-SW (Foto 1). A Formação Açuruá é constituída por metassiltitos, metarenitos finos com geometria sigmoidal, metaconglomerados subordinados entre alguns estratos e metarenitos finos a médios com estratificação cruzada e marcas de ondas (Fig. 11).

37 37 E Formação Tombador Formação Tombador W Formação Açuruá Foto 1. Visão geral do eixo do anticlinal do Pai Inácio alinhado seguindo um trend N-S, levemente NE-SW. Destaca-se a Formação Tombador aflorando nas serras e a Formação Açuruá aflorando nos vales e nos sopés das serras. Visada para sul. (UTM / e cota: 841 m). Formação Açuruá Figura 11. Coluna estratigráfica da Formação Açuruá (modificado de PEDREIRA, 1994).

38 38 As rochas que foram analisadas exibem coloração diferenciada que vai desde esbranquiçada, roxa, passando por rosa até cor creme (foto 2) e são constituídas principalmente de quartzo e micas brancas (sericita/moscovita). Em geral, compreendem rochas pouco coesas, com intercalações de camadas de metarenitos/metapelitos, que são truncadas por rochas máficas e veios de quartzo, geralmente são observados, na superfície das camadas, gretas de ressecamento (mud cracks). A ocorrência dos veios de quartzo é mais comum no contato com a Formação Tombador e encontram-se ora concordantes ora discordantes com o acamadamento (S0). Foto 2. Fácies metarenito fino de coloração roxa localizado no perfil Cachoeira da Fumaça, localizado aproximadamente a 1,5 km do município de Caeté-Açu. (UTM / e cota: 1.140m). Vista em planta. Foram observadas estruturas primárias do tipo cruzadas de baixo ângulo e marcas onduladas. Muitos autores, como por exemplo, Dominguez (1993), Pedreira (1994) entre outros, sugerem que a Formação Açuruá seja relacionada a um ambiente deposicional do tipo deltáico. O contato da Formação Açuruá com a Formação Tombador é marcado por uma discordância regional. Guimarães et al., (2005), defendem que a Formação Açuruá foi depositada em um regime tectônico de subsidência termo-flexural, correspondente a fase pósrifte do Espinhaço. O presente trabalho não teve como foco determinar as áreas fontes dos sedimentos dessa bacia, entretanto, foram medidas algumas paleocorrentes, a partir das estratificações

39 39 cruzadas acanaladas de baixo ângulo correspondente a um canal distributário do sistema deltaico, realizadas no perfil da Cachoeira da Fumaça. Essas paleocorrentes indicam uma direção preferencial de NNW para SSE (Fig. 12). Medidas de Paleocorrentes Formação Açuruá N=14 N160º - N170º com 6 medidas - (43%) N150º - N160º com 4 medidas - (29%) Figura 12. Plotagem das medidas de paleocorrentes na Formação Açuruá em rosáceas de direção, hemisfério inferior, com direção preferencial para sudeste (SE) Grupo Chapada Diamantina Formação Tombador Essa unidade litológica aflora em toda a área de estudo. Pode ser considerada a formação que constitui o arcabouço da Serra do Sincorá, aflorando tanto nas serras quantos nos vales, principalmente na porção mais oriental do mapa geológico (Anexo 1). Morfologicamente, sua ocorrência na área de estudo é caracterizada por apresentar relevos escarpados. Pedreira (1994) relata que essa formação apresenta uma espessura em torno de 220 m. Foram estudados 51 afloramentos dessas rochas. Correspondem predominantemente a metarenitos de granulometria média a grossa e metaconglomerados, com algumas ardósias subordinadas (Fig. 13). Estas rochas foram

40 40 submetidas a um metamorfismo incipiente, capaz de preservar suas estruturas sedimentares, o que auxiliou na interpretação dos seus sistemas deposicionais, com a exceção de alguns locais, onde afloram quartizitos, em que o processo de silificação foi intenso e obliteraram as estruturas sedimentares presentes. Figura 13. Coluna estratigráfica da Formação Tombador, na seção realizada ao longo da BR (Fonte: modificado de Guimarães & Pedreira (1990) apud Pedreira (1994).

41 41 A partir de análises estratigráficas e sedimentológicas na Formação Tombador, Pedreira (1994) subdividiu-a em associação de fácies distintas, sendo elas: fluvial, eólica, fluvio-eólica e leque aluvial. Castro (2003), utilizando-se da estratigrafia de sequências, além dessas associações de fácies, subdividiu essa formação em mais quatro que são do tipo estuarina (SANTANA, 2009; SILVA FILHO, 2009), litorânea, deltaica e marinha. A associação de fácies interpretada como típica de ambiente estuarino apresenta estratificação cruzada tangencial, estratificação plano-paralela, bandas de maré ( tidal bundles ) (Foto 3), estratificação cruzada acanalada de médio porte, além de marcas onduladas simétricas (Foto 4). Os metarenitos dessa associação de fácies possui colorações distintas, sendo predominante a cor creme a cinza. Tidal Bundles Foto 3. Metarenitos da Formação Tombador com estruturas do tipo bandas de maré ( tidal bundles ), típicas de ambiente sedimentar estuarino, localizado no Morro do Pai Inácio (UTM / e cota: 1.098m).

42 42 N N050 Foto 4. Estruturas do tipo marcas de ondas (ripples simétricos) localizados nos metarenitos da Formação Tombador, próximo ao rio Mucugêzinho (UTM / e cota: 844 m). A presença de intercalações de areia fina e silte com cascalho na base (Lag transgressivo) são comuns nesses ambientes e são interpretados como elementos arquiteturais do tipo depósitos de inundação. As geometrias dos corpos são diferenciadas, sendo ora tabular ora sigmoidal, entretanto, as ocorrências de corpos com geometria em forma de canais são bastante comuns e foram interpretados por Silva Filho (2009) como preenchimento de canais menores internos ao cinturão de canais associadas a um sistema deposicional estuarino. Outra associação de fácies tem como característica a presença de estruturas sedimentares do tipo estratificação cruzada de grande porte (Foto 5), marcas de ondas assimétricas, estratificação plano-paralela com finas lentes de argila associadas. Algumas estruturas sugerem fluxo de grãos (grain flow), caracterizadas pela presença de grãos de quartzo subarredondados a arredondados, bimodais e queda livre de grão (grain fall). Essa associação de fácies e as estruturas sedimentares presentes sugerem ambiente deposicional do tipo eólico.

43 43 Elemento arquitetural Duna Topo Elemento arquitetural Lençol de Areia Foto 5. Metarenitos eólicos bimodais da Formação Tombador com estratificações cruzadas de grande porte (elemento arquitetural duna) e plano-paralelas (elemento arquitetural lençol de areia) (UTM / e cota: 493 m). Observou-se também uma associação de fácies fluvial, que tem como característica a presença de metarenitos com estratificação plano-paralela, cruzada tabular e cruzada acanalada, que, segundo Pedreira (1994), estariam relacionadas às barras longitudinais superpostas por depósitos de topo de barra, além de níveis de argila e silte com estratificação lenticular e marcas onduladas. Consistem em metarenitos de coloração acinzentada a rosa, com granulometria entre fina/grossa, sendo mal selecionados. As litofácies da associação de fácies de leque aluvial correspondem aos conglomerados. Estes ocorrem bem distribuídos nos vales, predominantemente na porção leste (E) da área de estudo, onde se situam os rios Lençóis e Ribeirão (Anexo 1). Esses conglomerados são polimíticos, possuindo grãos de composições mineralógicas diferenciadas, com coloração variada, rosada, verde e cor creme, sendo a cor rosa a predominante (Foto 6). Apresentam granulometria variada com clastos que podem pode chegar até matacão. Aparentemente estes clastos são provenientes da própria bacia (intraclastos), entretanto, ocorrem alguns clastos de quartzitos com coloração verde a cinza bem arredondados que, segundo Pedreira (1994), são provenientes do Lineamento Jacobina/Contendas-Mirantes (extraclastos). O mesmo autor subdividiu essa litofácies em: conglomerados sustentados pela matriz, conglomerados sustentados por clastos, conglomerados com estratificação cruzada acanalada ou com estratificação cruzada tabular (Fig. 14).

44 44 Foto 6. Metaconglomerados polímiticos da Formação Tombador, apresentando seixos de composições mineralógicas e colorações diferenciadas, localizados no leito do rio Lençóis (Serrano), cerca de 800 m da sede municipal de Lençóis (UTM / e cota: 432 m). Visada em planta. Figura 14. Ilustração das litofácies conglomeráticas da Formação Tombador, em relação a sua composição, textura e estrutura sedimentar. Baseado no esquema de Winston (1989) para o Supergrupo Belt USA apud Pedreira (1994). C Clastos; AG Areia Grossa; AM Areia Média; AF Areia Fina; L Lama; SIL - Silicática; Cal Calcárea (modificado de PEDREIRA, 1994). Algumas paleocorrentes foram medidas nessa formação e estão representadas em rosetas de direção (Fig. 15). As mesmas indicam transporte de sedimentos com sentido para oeste (W), noroeste (NW) e sudoeste (SW). A maioria das medidas foi realizada em estruturas tais como: marcas de ondas e estratificações cruzadas, tabulares e/ou acanaladas, de fácies fluviais e eólicas. A mudança das paleocorrentes de leste (E) para oeste (W) foi

45 45 observada por Pedreira (1994). Segundo este autor, essa mudança brusca da direção das paleocorrentes pode indicar uma discordância entre as formações e um possível registro da passagem entre dois contextos bacinais distintos. Guimarães et al., (2005) advogam que a Formação Tombador constitua a base do Grupo Chapada Diamantina, correspondendo ao início da sedimentação de uma bacia do tipo sinéclise. Ainda segundo os mesmos autores, a Formação Tombador está situada sobre uma discordância do tipo angular com a Formação Açuruá e essa passagem representa, em contexto regional, a passagem de uma bacia pós-rifte para uma do tipo flexural. Medidas de Paleocorrentes Formação Tombador N=38 N250º N240º com 9 medidas - (23,6 %) Figura 15. Plotagem das medidas de paleocorrentes na Formação Tombador em rosáceas de direção, hemisfério inferior, com direção preferencial para oeste-sudoeste (W-SW). 6.3 Rochas Máficas Intrusivas As rochas máficas intrusivas ocorrem em formas de diques e foram observadas tanto nas rochas metassedimentares da Formação Tombador quanto na Formação Açuruá. Encontram-se, em sua maioria, inseridas em um padrão de fraturamento regional orientado preferencialmente W-E, ocorrendo também com direção segundo NNW-SSE. Os locais de maior expressão desses diques foram vistos nas proximidades de Lençóis, no perfil realizado

46 46 ao longo do rio Lençóis (Cachoeira da Primavera) e no entorno do Morrão (aproximadamente 7,5 km do povoado de Caeté-Açu) (Foto 7). N Diques máficos Foto 7. Diques de rochas máficas preenchendo o padrão de fraturamento E-W nas rochas metassedimentares da Formação Açuruá, localizada nas proximidades do Morrão, cerca de 7,5 km do povoado de Caeté-Açu (UTM / e cota: 880 m). Visada em planta. Consiste de corpos rochosos de coloração cinza-escuro a esverdeado, granulação média a fina, constituídos de anfibólio, clorita, mica branca (moscovita), sendo que os anfibólios encontram-se quase que completamente cloritizados. São comuns as evidências de oxidação de hematita, que podem ser resultados da alteração dos silicatos ferro-magnesianos. Localmente, esses diques encontram-se cortados por veios de quartzo.

47 47 7 GEOLOGIA ESTRUTURAL 7.1 Considerações Iniciais Danderfer (1990) registrou dois padrões estruturais distintos na região da Chapada Diamantina O primeiro corresponde a um sistema de dobras e falhas de empurrão, de abrangência regional e orientação preferencial NNW-SSE a N-S, com vergência para leste (MOUTINHO DA COSTA & INDA, 1982; DANDERFER, 1990; CRUZ & ALKMIM 2006). Segundo Danderfer et al., (1993), esse sistema compõem um cinturão de dobramentos e empurrões em seu estágio inicial de desenvolvimento. A intensidade de deformação e metamorfismo, associada a esse estágio, diminuem para leste, em direção a Chapada Diamantina Oriental e aumentam para oeste e sul-sudeste, ou seja, quanto maior a proximidade com o corredor de deformação do Paramirim (CRUZ & ALKIMIM, 2007). O segundo padrão corresponde a um sistema de dobras e falhas de empurrão de orientação E-W, que ocorre de forma restrita nas rochas metasedimentares do Supergrupo São Francisco. Essa orientação pode ser vista como uma manifestação, no interior do cráton, dos processos tectônicos que estruturam as faixas Rio Preto e Riacho do Pontal, que margeiam, a norte, o CSF (DANDERFER et al., 1993). Essa deformação foi acomodada lateralmente, nas rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço, em forma de um sistema de zonas de cisalhamento rúptil, transcorrentes, compondo um par de falhas regionais conjugadas, sinistral e destral, orientados, respectivamente NNE-SSW e NNW-SSE (DANDERFER et al., 1993) (Fig. 16). Dentre as grandes estruturas dominantes na área de trabalho, destacam-se para o anticlinal do Pai Inácio, a Falha do Rio São João e as fraturas relacionadas com à tensão regional (Anexo 2).

48 48 Área de estudo Figura 16. Mapa Geológico-Estrutural simplificado da Chapada Diamantina (Danderfer et al., 1993). O quadrado em vermelho representa aproximadamente a área de estudo. Dobras D1 (Anticlinal do Pai Inácio) Segundo Danderfer (1990), a anticlinal do Pai Inácio corresponde a uma antiforme associada aos megadobramentos regionais, com dimensões variáveis entre quilômetros e dezenas de quilômetros, suaves e nucleadas pelo mecanismo de deslizamento flexural. Compreendem grandes dobras com trend NNW-SSE, que domina o cenário estrutural da borda oriental da Chapada Diamantina (CRUZ et al., 2007). Segundo Guimarães & Pedreira (1990) essa anticlinal é o produto de um dobramento assimétrico onde os mergulhos das camadas no flanco oeste são mais fortes do que no flanco leste, e o plano axial é moderadamente inclinado para leste. A distribuição do acamamento (S0) medido apresenta mergulhos tanto para ESE quanto para WNW e com ângulos variando entre 8º a 40º sugerindo uma superfície dobrada (Fig. 17). Há um grande espalhamento dos pólos de concentração em torno de um máximo principal de 79ºp/261º. O plano principal obtido do pólo máximo posiciona-se em N351º/11ºE e o plano de perfil de dobras ou a guirlanda calculada (em amarelo) segundo N116º/83ºSW, com sua posição de charneira calculada ou Lb (estrela) com valor igual a 07ºp/026º.

49 49 a) b) Hemisfério Inferior Número de medidas = 94 Hemisfério Inferior Número de medidas = 94 Figura 17. Em (a) tem-se o diagrama de isodensidade polar das medidas de acamamento (S0) nas formações Tombador e Açuruá ou diagrama π. A linha preta representa o plano principal, a linha vermelha a guirlanda e a estrela (amarela) o Lb calculado. Em (b) tem-se a projeção estereográfica dos planos S0. Hemisfério Inferior, N= número de medidas. Nos diagramas estereográficos, a distribuição dos pólos pode fornecer informações sobre a geometria das dobras analisadas. Na figura 18 tem-se a guirlanda, plano que une preferencialmente os pólos dos flancos, e o seu pólo que é o eixo da dobra, obtidos esterograficamente, mediu-se a distância angular entre os pontos extremos da mancha dos pólos (pontos a e b) e neste caso foi obtido um valor de 154º. Dividiu-se esse valor ao meio (77º) e determinou-se o ponto c. O plano axial obtido possui atitude N025º/81ºSE e compreende um plano que intercepta o eixo da dobra (Lb calculado) e passa pelo ponto médio da abertura da dobra (ponto c). Analisando o caráter cilíndrico da dobra (TURNER & WEISS, 1963 apud LOCKZY & LADEIRA, 1976), a partir dos pólos projetados ou diagrama π, classifica-se essa dobra, como quase-cilíndrica, ou seja, aquelas que se aproximam do modelo cilíndrico.

50 50 Hemisfério Inferior Número de medidas = 94 Figura 18. Determinação do plano axial de uma dobra simétrica através do eixo e do ponto médio da abertura da dobra. O ângulo interflancos, obtido esterográficamente, é de 167º e pode ser classificada como dobra suave (Fig. 19) (ROWLAND & DUEBENDORFER, 1994). Pela classificação das dobras a partir do mergulho do plano axial e o caimento do eixo de Rickard (1971) e Ragan (1985), com base na classificação de Fleuty (1964), o anticlinal do Pai Inácio pode ser classificado como dobra horizontal com 81º de mergulho do plano axial e caimento de 07º do eixo (Fig. 20). Figura 19. Classificação das dobras baseadas pelo ângulo interflancos, a partir de Rowland (1986).

51 51 Classificação Figura 20. Classificação de dobras com base na orientação do mergulho da superfície axial X caimento ou Pitch da linha de charneira Fonte: baseado na classificação de Fleuty (1964). (ii) A Falha do Rio São João A Falha do Rio São João se estende a sudoeste da cidade de Palmeiras, bordejando a leste, na sua porção setentrional, os metacarbonatos do Supergrupo São Francisco. Para Bonfim & Pedreira (1990) a falha se configura de maneira diversa, sendo na sua porção meridional uma zona de cisalhamento contracional rúptil-dúctil e na sua extremidade setentrional uma falha contracional limítrofe da bacia de Irecê, com transporte tectônico para leste, indicado em lineações de estiramento de quartzo de alto rake, 40º p/254º que fornecem uma transcorrência sinistral (Fig. 21). No povoado de Campos de São João foram observados shear bands com forte cominuição e recristalização de quartzo de orientação N350º-N000º com estruturas de splays ( rabo de cavalo ), que indicam movimentação relativa aparente sinistral (deformação rúptil). As fraturas de cisalhamento, algumas delas, apresentavam degraus (steps) e a estrias indicam movimentação relativa sinistral dada pelo missing block. As lineações de fibra de quartzo possuíam atitude de 20ºp/015º em planos de falha com atitude N015º/80ºSSE.

52 52 Segundo Danderfer (1990) o desenvolvimento dessa falha, bem como o sistema regional de fraturamento por conseqüência, está relacionada com a aplicação de um campo de esforço aproximadamente N-S (Fig. 22). Da mesma forma, para Lagoeiro (1990) a Falha de São João relaciona-se com a mesma geração das estruturas E-W nucleadas nos metacarbonatos do Grupo Una (Supergrupo São Francisco). (A) Gentio do Ouro (B) Uibaí (C) Mucugê (D) Serra da Babilônia Área de estudo Sentido Sinistral Sentido Destral Figura 21. Mapa esquemático das cinemáticas dos sistemas de fraturamentos regionais (DANDERFER, 1990). Considerando o esboço estrutural observado por Bonfim & Pedreira (1990) e Danderfer (1990) os mesmos interpretaram que o padrão de fraturamento regional da Serra do Sincorá, na altura de Lençóis, tenha se desenvolvido por um cisalhamento simples sinistral relacionada a estruturas Riedel de orientação NNE-SSW. O termo fraturas de Riedel é aplicado a uma geometria específica de fraturas (o que inclui falhas e juntas), originalmente

53 53 desenvolvidas a partir de experimentos realizados em modelos de argila submetidos a tensões cisalhantes (RIEDEL, 1929 apud ANTUNES, 2004). Uma falha (ou zonas de falhas) principal poderá desenvolver um conjunto de fraturas subsidiárias que obedecem a ângulos bem definidos em relação à estrutura principal e que se relacionam mutuamente também de acordo com ângulos específicos (RIEDEL, 1929 apud SYLVESTER, 1988) (Fig. 22). As relações geométricas entre os conjuntos de fraturas, bem como a cinemática de cada um deles, podem ser empregadas como indicadores cinemáticos para a deformação principal. Um sistema Riedel idealizado é constituído por fraturas de cisalhamento conjugadas sintéticas (fraturas R) e antitéicas (fraturas R ) às falhas principais (RIEDEL, 1929 apud SYLVESTER, 1988) (Fig. 22). A fratura R faz um ângulo de 10º a 15º, enquanto que a R obedece um ângulo de 75º a 80º. As fraturas de cisalhamento sintéticas, subparalelas às falhas principais, recebem a denominação de fraturas Y ou D (Fig. 22). Um terceiro conjuntos de fraturas de cisalhamento sintéticas, as fraturas P, inclina-se a um ângulo de -10º a -15º, enquanto que as fraturas X, antitéticas, inclinam-se consoante -75º a -80º (RIEDEL, 1929 apud SYLVESTER, 1988). Por fim, as fraturas T, que constituem essencialmente juntas distensionais (RIEDEL, 1929 apud SYLVESTER, 1988), bissectam o ângulo agudo definido entre as fraturas R e R, fazendo então, um ângulo de 45º com relação a falha principal (Fig. 22). Figura 22. Modelo idealizado do Cisalhamento de Riedel (1929) apud SYLVESTER, R: Fraturas de cisalhamento Riedel (sintética); R : Fraturas de cisalhamento conjugada de Riedel (antitética); T: Fratura de tração ou distensão; P: Fratura de cisalhamento sintética secundária; X: Fratura de cisalhamento antitética secundária; Y ou D: Fraturas de cisalhamento que se formam paralelamente ao binário em casos extremos (Fonte:

54 Análise de Imagens e Lineamentos Estruturais da Área de Estudo. O'Leary et al., (1976) reformularam a definição do termo Lineamento, corroborando com a abordagem realizada inicialmente por Hobbs (1904 apud O`Leary et al., 1976). Segundo esses autores um lineamento estrutural corresponde a uma feição da superfície do Globo Terrestre, mapeável, simples ou composta, de traço retilíneo ou suavemente curvo, que difere de feições adjacentes e presumivelmente reflete um fenômeno de subsuperfície. As interpretações das imagens de satélite permitiram analisar 75 traços de lineamentos estruturais na imagem SRTM, 110 lineamentos na imagem LANDSAT 5 e 243 lineamentos nas fotografias aéreas (Anexo 03, 04 e 05). Os dados adquiridos correspondem a quebras negativas de relevo, feições lineares de drenagem e vales, e foram agrupados em três classes: NW-SE, N-S e W-E, sendo que o valor máximo de direção dos lineamentos traçados foram NNW-SSE. A classe NW-SE é o padrão mais representativo na região. Danderfer (1990) observou que, em escala regional, os mais importantes traços estruturais na região da Chapada Diamantina Oriental estariam relacionados a um típico sistema de Dobramentos e Empurrões, interpretados como resultantes de uma fase de deformação progressiva. Estes traços são ressaltados nos grandes lineamentos observáveis em escala regional. A direção desses lineamentos regionais reflete, na área de estudo, a orientação das estruturas, tais como: falhas, fraturas e linhas de charneira de dobras. Essa mesma abordagem metodológica também foi realizada nos arredores do Morro do Pai Inácio, localizada mais ao norte da área em estudo, por Santana et al., (2009). Os autores também integraram dados de lineamentos estruturais a partir da análise de imagens de satélite e seus resultados obtidos conformam com dados regionais da literatura disponível na região da Chapada Diamantina. 7.3 Análise Geométrica e Cinemática das Estruturas Identificadas São descritos os aspectos geométricos das estruturas (forma, tamanho e orientação) relacionadas com o arcabouço estrutural da área de estudo que abrange parte da geologia do anticlinal do Pai Inácio (Domínio Oriental da Chapada Diamantina). Após essa descrição, é feita a análise cinemática, com a interpretação dos movimentos responsáveis pelas

55 55 deformações, no intuito de correlacionar as estruturas com os diferentes estágios temporais dos eventos deformacionais. Foram levantados 72 pontos de controle de afloramentos, com um total de 6 seções realizadas (Anexo 1) e que permitiram a construção do Mapa de Estruturas (Anexo 2), gerado após a aquisição de todos os dados de campo. São apresentadas, a seguir, as estruturas de deformação sin-sedimentar, e secundárias (pós-sedimentação), como falhas (direcionais, reversas, bandas de deformação), juntas (secas, distensionais preenchidas), dobras, estilolitos, entre outros. As secundárias foram subdivididas em dúcteis, rúpteis-dúcteis e rúpteis, obedecendo à relação temporal de nucleação. As estruturas de deformação sinsedimentar são aquelas que se formam durante ou imediatamente após a deposição e diagênese dos sedimentos (PLUIJM & MARSHAK, 2004). Ainda segundo Pluijm & Marshak (2004), as estruturas dúcteis pós-sedimentar são típicas de rochas que foram submetidas a uma deformação plástica. Enquanto que a deformação pós-sedimentar rúptil, segundo Pluijm & Marshak (2004), corresponde a uma mudança permanente que ocorre com a formação de descontinuidades Estruturas de Deformação Sin-Sedimentar Ao longo das seções realizadas nos leitos dos rios Capivara e Lapão, foram observadas estruturas de deformação sin-sedimentar nos metarenitos da Formação Tombador. Foram descritas estruturas do tipo: dobras convolutas, estruturas de carga ou pseudonódulos (Balland-pillow) e diques de areia. Essas estruturas deformacionais estão situadas em apenas um horizonte estratigráfico, sendo limitada na base e no topo por uma sequência de estratos não deformados, indicando que a desestabilização ocorreu anteriormente à sedimentação da camada sobreposta, e posteriormente à camada sotoposta. No afloramento localizado no rio Lapão a camada deformada apresenta em torno de 70 cm de espessura. As estruturas mais comuns são as dobras convolutas (Foto 8), sendo que as estruturas de carga e os diques de areia ocorrem de forma isolada. As dobras convolutas apresentam eixos com direções variadas e se desenvolvem, geralmente, em sedimentos de granulometria mais fina e/ou saturados em água. Segundo Lowe (1975), a percolação de fluídos nos poros, através de liquefação e/ou fluidização, facilmente deforma os sedimentos pela sua elevada plasticidade.

56 F E 56 Eixo da Dobra Convoluta Foto 8. Dobras convolutas nos metarenitos da Formação Tombador, localizados no leito do rio Lapão (UTM / e cota: 370m). Visada em perfil. Os diques de areia possuem em torno de 5 a 10 cm de altura e deformam a laminação ao redor. Consistem de intrusões de material subjacente ao longo do espaço criado pelos antiformas geradas pelos escapes de fluídos durante a sedimentação. Já os pseudonódulos ( Ball-and-pillows ) se apresentam com um formato oval ou concêntrico, com diâmetros em torno de 5cm, e são compostos por arenitos envoltos por camadas de granulometria mais finas (siltitos). Esse tipo de estrutura de carga, é causado pelo rompimento de camadas arenosas que descem para dentro das camadas lamosas situadas abaixo, devido ao peso do soterramento ou a qualquer onda de choque (LOWE, 1975). Essas estruturas se desenvolvem quando os sedimentos se depositam rapidamente, e por estarem saturados em água, e assim pouco consolidados sofrem movimentação vertical. Segundo Lowe (1975), esse fenômeno está associado a mudanças na pressão dos fluídos dos poros, relacionado possivelmente à passagens de ondas de tempestade, correntes de gravidade ou choques sísmicos.

57 Estruturas Dúctil-Rúpteis Na área de estudo foram identificadas estruturas dúctil-rúpteis, tais como: fault propagation fold com geometria em kink, dobras em kink, pseudotaquilitos, tension gashes, estilolitos, veios de quartzo. Dentre as estruturas dúctil-rúpteis estudadas as dobras correspondem a monoclinais suaves, localmente kinks e fault propagation fold com geometria em kink. Tais estruturas compreendem dobras subsidiárias encontradas isoladas ou contidas nos flancos da dobra de maior hierarquia (D1), correspondente ao flanco oriental do anticlinal do Pai Inácio. Nessas dobras em kink associadas a fault propagation fold nem sempre se observa uma foliação (Sn) superposta. As dobras com estilo Kink, segundo Marshak & Pluijim (2003) são dobras com flancos retos e charneiras angulares, desenvolvidas comumente em pacotes de rochas estratificadas. São formados por processos de deformação tangencial longitudinal entre as camadas. As dobras tipo Kinks associada a fault propagation fold foram observadas no perfil realizado no rio Ribeirão, nos pontos CM-68 e CM-69 (Anexo 2). Ocorrem nos metarenitos fluviais da Formação Tombador com dimensões de metros a dezenas de metros e assimetria em S e em Z e planos axiais sub-verticalizados. Neste sentido são assimétricas, reclinadas, vergentes para WSW, foram geradas e encontram-se isoladas junto às camadas não deformadas (Foto 9). As superfícies de acamamento (S0) apresentam valores de mergulhos com maior concentração densidade polar no quadrante ENE.

58 58 (A) WSW ENE WSW Falha reversa (N310 /45 NE) (B) Foto 9. Em (A) tem-se um fault propagation fold associado a falha inversa, com movimentos dirigidos para oestesudoeste (WSW), gerando intenso fraturamento nos metarenitos fluviais da formação Tombador. A falha está destacada de vermelho e os planos de acamamento de azul. Seção realizada no Rio Ribeirão, Ponto CM-38 (UTM \ e cota: 470m). Visada em perfil. Em (B) tem-se a sua interpretação estrutural. Essa geometria geral é a prevista para os Cinturões de Dobramentos e Cavalgamentos, de acordo com Danderfer et al., (1993). Neste caso, a falha é reversa com atitude N325º/40ºNE com bloco superior (a capa) que se move para WSW, e no bloco inferior (a lapa) ocorre a

59 59 dobra de arrasto (Foto 10). rochas geradas pela falha, tais como brechas na zona de falha. Verificaram-se também a ocorrência de tectonitos rúpteis ou (A) WSW (B) Kink Kink Falha de empurrão Foto 10. Em (A) tem-se a visão lateral do afloramento com a estrutura fault propagation fold localizado no leito do Rio ribeirão. A falha está destacada de vermelho, com atitude de N315/30NE e os planos de acamamento de azul. Ponto CM- 39 (UTM \ e cota: 470 m). Em (B) tem-se a sua interpretação estrutural.

60 60 Nos arcos externos dos dobramentos desenvolveram fraturas abertas preenchidas por sílica que se encontravam orientadas preferencialmente em N320º/70ºNE e N150º/45ºSW (Foto 11). Fraturas de Tração. Foto 11. Fraturas de tração de atitude N150/45SW, preenchidas por sílica entre as superfícies de acamamento dobrada nos metarenitos fluviais da Formação Tombador. Seção realizada no rio Ribeirão. Ponto CM-39 (UTM \ e cota: 470 m). Visada em perfil. As estatísticas dessas medidas estão representadas no diagrama estereográfico da figura 27. No diagrama de planos mostra que os planos possuem um trend ENE/WSW com mergulhos variando entre 20º a 70º. Com esta configuração podem ser observados, no diagrama de contorno dos pólos, valores máximos de 19ºp/057º e plano principal (em vermelho) em N147º/71ºSW (Fig. 23). O eixo do dobramento (Lb) calculado, representado pela estrela, está em 05ºp/330º e a atitude da guirlanda calculada (em amarelo), que corresponde ao plano que une os pólos de cada um dos flancos, apresenta valor segundo N051º/85ºSE. A partir da distribuição dos pólos dos planos de acamamento medidos pode-se deduzir que essa dobra seja quase cilíndrica. Foram observados ainda, no espelho da falha, superfícies de deslizamento que foram definidos por degraus (steps), que indicavam cinemática inversa, e estrias de flanco (slickensides) de alto rake posicionadas em 50ºp/135º e 55ºp/140º, com o valor angular de 45º a 47º entre as linhas e o plano da falha, obtidos estereograficamente.

61 61 Formação Tombador Medidas dos Flancos da Dobra (S0) Máximo: 19ºp/057º Plano máximo: N147º/71ºSW Hemisfério Inferior Número de medidas = 44 Figura 23. Em (a) tem-se o diagrama estereográfico sinóptico das medidas dos flancos das dobras subsidiárias nos metarenitos da Formação Tombador, a linha de amarelo representada pelo plano de guirlanda, a linha de vermelho representa o plano axial e a estrela (amarela) representa o Lb calculado. A ocorrência de dobras em kink assimétrico apresentava mergulho das camadas para NE, se encontram no flanco oriental da dobra de hierarquia maior (D1) denominada de Anticlinal do Pai Inácio (Foto 12). A classificação geométrica dessas dobras é baseada no seu estilo. As mudanças da orientação das superfícies de acamamento ocorrem de maneira abrupta, onde as camadas quase horizontais são fortemente flexionadas. Na Foto 12, as camadas à esquerda são subhorizontais com mergulhos entre 5º e 10, enquanto as camadas à direita possuem S0 com mergulhos entre 10º a 70º orientados para ENE e na porção mais a direita, limítrofe da dobra, o acamamento volta a apresentar mergulhos subhorizontais. Os planos axiais medidos das kinks mostram atitude de N150º/60ºSW e N166º/35ºSW.

62 Foto 12. Kink Band na Formação Tombador, ao longo da seção realizada no Rio Ribeirão (trilha que vai para a Cachoeira do Sossego) Os planos axiais estão destacados de vermelho (tracejado), as fraturas secundárias também de vermelho (contínuo) e os planos de acamamento de azul. Ponto CM-38 (UTM / e cota: 470m). Visada em perfil. 62

63 63 A identificação dos pseudotaquilitos ocorreu ao longo da seção realizada no rio Lençóis, porção norte da área de estudo, nos afloramentos estudados: CM-08 e CM-09 (Anexo 2). Observam-se intensos fraturamentos e falhamentos nas fácies conglomeráticas da Formação Tombador e, ao longo das superfícies das fraturas e falhas, estão presentes os pseudotaquilitos de largura centimétrica e coloração preta a cinza-escuro, com matriz de aparência vítrea (Foto 13). Os pseudotaquilitos são formados por fusão local devido ao intenso atrito entre os blocos de uma falha (PASSCHIER & TROUW, 1996) e ocorrem em zonas de cisalhamento rúptil. Foram observadas associadas tanto nas fraturas de cisalhamento quanto nas falhas com movimentação relativa aparente sinistral e dextral. Nas falhas destrais de atitude N280º-N300º/subvertical, a sua ocorrência é mais comum. A presença dessa rocha de falha pode indicar um elevado grau de deformação. Pseudotaquilito deslocando os seixos destralmente. N290º Foto 13. Presença de pseudotaquilitos preenchendo zona de cisalhamento rúptil de direção N290º e deslocando os seixos com cinemática destral, nos metaconglomerados da Formação Tombador, localizados no leito do rio Lençóis (Serrano), cerca de 1 km da sede municipal de Lençóis CM-08 (UTM / e cota: 358 m). Visada em planta. Os pseudotaquilitos formam vários veios de material amorfo (vidro) e o quebramento de grãos maiores nas bordas dos veios evidenciam predominantemente uma cinemática transcorrente destral. Próximo a discordância que marca a passagem entre as fácies deltaicas da Formação Açuruá (Grupo Paraguaçu) com as fácies eólicas da Formação Tombador (Grupo Chapada

64 64 Diamantina), seção realizada no perfil Cachoeira da Fumaça, nos afloramentos CM-06 e CM- 07, notam-se fraturas de tração de dimensões centimétricas, cujo trend medido foi N340º (Foto 14). Tratam-se de zonas de cisalhamento rúptil-dúctil, onde a deformação é dominantemente rúptil, com alguns aspectos dúcteis. Essas estruturas são formadas durante a deformação por cisalhamento simples, em regime distensional, que geram fraturas de tração que são preenchidas por flúidos silicosos que cristalizam quartzo nos espaços das fraturas. Foto. 14. Estruturas tipo Tension Gashes sugestivas de cinemática sinistral, nos metarenitos da formação Tombador. Perfil Cachoeira da Fumaça. Ponto CM-06 (UTM / e cota: 1.145m). Visada em planta Os veios de quartzo apresentavam granulação grossa e se encontram quase sempre paralelos aos planos de acamamento (S0). Além disso, essas estruturas foram cortadas e deslocadas por fraturas mais novas, com direção preferencial N290º, subparalelas ao So. Segundo Ramsay (1980), os tension gashes são estruturas que ocorrem paralelamente ao tensor principal atuante (σ1), nos locais que foram encontrados posicionava-se segundo N340º e o tensor mínimo ou de alívio (σ3) posicionava-se segundo N250º. Ouro tipo de estrutura rúptil-dúctil observada é a junta estilolítica ou estilolito. Foram encontradas nos afloramentos CM-06 e CM-07 (Anexo 2), mais precisamente nas fácies

65 65 arenito fino, com laminação plano-paralela, de ambiente eólico da Formação Tombador. No geral, são horizontais a suborizontais e paralelas ao acamamento (Foto 15). Ϭ1 Estilólitos (N052/10SE) Foto 15. Estruturas do tipo juntas estilolíticas, ocorrem na fácies eólico/fluvial na formação Tombador. Seção realizada na trilha para a Cachoeira da Fumaça. Ponto CM-06 (UTM / e cota: 1.145m). Visada em perfil. Apresentam um espaçamento de dimensão centimétrica, a amplitude desses estilolitos é regular, sendo que em alguns casos os picos podem chegar a 3-5cm de diferença. Encontram-se cortados por juntas N320º/45ºNE, algumas vezes preenchidos por pequenos precipitados de quartzo recristalizado. Por fim constituem uma feição tectônica/diagenética muito importante, pois são excelentes marcadores de esforços compressivos. A atitude dos estilolitos é de N052º/10ºSE. Os veios de quartzo observados em toda a área de estudo compreendem veios que possuem valores de ângulo de mergulho variado e que estão associados a fraturas de tração com orientação geral NW-SE. Os dois conjuntos principais de direção para os veios das formações Tombador e Açuruá são NW-SE e E-W (Fig. 24), com N270º-N280º (16,6%) com 8 medidas e N330º-N350º (12,5%) com 6 medidas.

66 66 Formações Tombador e Açuruá Veios de Quartzo N270º- N280º com 8 medidas (16,6%) N330º-N350º com 6 medidas (12,5%) N = 47 Hemisfério Inferior Número de medidas = 47 Figura 24. Tem-se a roseta dos veios de quartzo nas rochas da formação Tombador e Açuruá. Hemisfério Inferior, N= número de medidas. Entretanto, suas ocorrências ainda foram observadas entre os estratos que compõem o flanco leste do dobramento D1 (Anticlinal do Pai Inácio). Por sua vez, nesses veios, ocorrem cristais centimétricos e fibrosos de quartzo e exibem em sua superfície estrias de deslizamento, por vezes associadas a degraus, que indicam movimento aparente de deslizamento do flanco (Foto 16 e Fig. 29). As estrias variam entre 15º a 20º, excepcionalmente até 45º de caimento, ou seja, as lineações de crescimento de cristais fibrosos de quartzo apresentam baixo rake e possivelmente estejam relacionadas ao mecanismo do dobramento regional que arquiteturou a Serra do Sincorá.

67 67 Fonte: Hobbs et al., (1976) Foto 16. Veios de quartzo com estrias de deslizamento definidas por quartzos fibrosos, dispostos em painéis e degraus (steps). Localizado no leito do rio Capivara. Ponto CM- 41 (UTM / e cota: 472 m). Visada em planta Estruturas Rúpteis As estruturas rúpteis são bastante representativas na área de estudo e compreendem por: fraturas plumosas, fraturas escanoladas, fraturas indiscriminadas ou juntas, juntas pinadas, bandas de cisalhamento (shear bands), estrias e lineações associadas, falhas de natureza rúptil. Dentre as estruturas rúpteis observadas na área, destacam-se as falhas, caracterizadas por apresentarem nos seus planos degraus (steps) e, por vezes, estrias associadas. Nesse sentido, tais elementos foram utilizados para verificar a movimentação relativa dos blocos adjacentes ao plano da falha (Foto 17). Durante os trabalhos de campo, verificou-se a ocorrência de alguns conjuntos de falhas sobre as rochas da Formação Tombador e Açuruá. Ao todo foram medidos e estudados cinematicamente 464 planos de falhas na área, sendo 154 na Formação Açuruá e 310 na Formação Tombador. Uma quantidade razoável dos planos medidos possuía cinemática definida que será detalhado adiante.

68 68 N175 (Sinistral ) Foto 17. Degraus em plano de falha na Formação Açuruá com sentido da movimentação relativa sinistral. Visada em perfil. Foi verificado um conjunto de falhas com direções preferenciais segundo N-S, NW-SE e NE-SW. Neste sentido, foram encontrados movimentos aparentes direcionais variando entre sinistral e dextral. As estruturas foram individualizadas de acordo com a cinemática encontrada em campo. A família de falhas sinistrais aproximadamente N-S e NW-SE possuem cinemática compatível com a falha de São João. Na figura 25 têm-se os diagramas estereográficos das rosetas e pólos das falhas sinistrais e destrais.

69 (a) Ϭ1 Formações Tombador e Açuruá Falha com movimento aparente Sinistrais N340-N350 com 88 medidas (33%) N = = Formações Tombador e Açuruá Falha com movimento aparente Sinistrais Máximo: 076ºp/02º Plano máximo: N166º/88º N = % 6 % 9 % 12 % 15 % Hemisfério Inferior Número Lower de hemisphere medidas = 265 Hemisfério Inferior Número Lower de hemisphere medidas = 265 (b) Formações Tombador e Açuruá Falhas com movimento aparente Destrais N250-N240 com 77 medidas (39%) N290-N300 com 66 medidas (33%) Formações Tombador e Açuruá Falhas com movimento aparente Destrais Máximo: 10ºp/150º e 02ºp/200º Plano Máximo: N240º/80ºNW e N290º/89º N = 199 N = % 8 % 12 % 16 % 20 % 24 % 28 % Hemisfério Inferior Número Lower de hemisphere medidas = 199 Hemisfério Inferior Número Lower de hemisphere medidas = 199 Figura 25. Rosetas e diagramas de isodensidade polar das falhas (a) e dextrais (b) nas rochas da formação Tombador e Açuruá. Hemisfério Inferior. N= número de medidas.

70 70 As falhas sinistrais com 88 medidas possuem direção preferencial N340º-N350º (33,33%) e mergulhos subverticais. Com plano principal (em vermelho) de N166º/88º, e pólo máximo de 02ºp/076º (Fig. 25). As falhas dextrais (Fig. 25) com 77 medidas (39%) possuem direções preferenciais entre N240 - N250 e N290º - N300º com 66 medidas (33%). Com planos preferenciais de N239º/80ºNW e N290º/89º, obtidos do pólo máximo de 10ºp/149º e 02ºp/200º, respectivamente. Os mergulhos geralmente são subverticais e variam entre 62º a 89º. Tanto as estrias das fraturas/falhas transcorrentes sinistrais, como dextrais, variam entre 2º a 30º (Fig. 26), podendo atingir, em caso isolado, até 45º de rake (obliqüidade). Nestes casos, pode existir um componente oblíquo associado. Ϭ1 Falhas Sinistrais Falhas Destrais NE-SW Falhas Destrais NW-SE Ϭ1 Ϭ1 R X R Figura 26. Estereogramas para as famílias de falhas/fraturas sinistrais e dextrais, e suas respectivas estrias associadas, encontradas na área de estudo. Em (a) Falhas transcorrentes sinistrais, em (b) Falhas transcorrentes Dextrais NE-SW e em (c) Falhas transcorrentes Dextrais NW-SE. N= número de medidas. Hemisfério Inferior. Assim, na região de trabalho, ocorrem três conjuntos preferenciais de falhas, N340º- N350º, N240 - N250 e N290º - N300º. Sugere-se que o primeiro, NNW-SSE, e mais penetrativo, é representado por fraturas do tipo Riedel (sintéticas em relação à falha de São João), com movimentação relativa de sentido sinistral. Os outros dois conjuntos, por sua vez, NE-SW e NW-SE, correspondem às fraturas antitéticas, com cinemática destral. Tem-se na figura 27 a projeção estereográfica com os planos principais obtidos dos diagramas de isodensidade polar.

71 71 Veios de quartzo N340º Figura 27. Projeção estereográfica dos planos preferenciais das falhas sinistrais e destrais e suas relações cinemáticas. Além disso, um conjunto de fraturas sem preenchimento ou juntas foi verificado em campo e estão representadas na figura 28. As juntas ocorrem com maior intensidade na região de charneira do Anticlinal do Pai Inácio. As 335 medidas foram lançadas em diagramas de roseta e de isodensidade polar, sendo que no primeiro método foi obtido um melhor resultado. Com o diagrama de roseta (Fig. 28-a) pode-se obter um padrão expressivo de orientação N340º-N350º (35%). Pelo diagrama de isodensidade polar (Fig. 28-b) as medidas se mostraram dispersas, porém com o máximo de 35ºp/075º e 02ºp/043º, com os planos máximos obtidos dos máximos de N165º/55ºSW e N133º/89º. Os diagramas ilustrados na figura 28 certamente agrupam uma única fase de geração de juntas.

72 72 Figura 28. Em (a) rosetas das fraturas indiscriminadas nas rochas metassedimentares da formação Tombador e Açuruá. Em (b) diagramas estereográficos sinóptico das fraturas indiscriminadas nas formações Açuruá e Tombador. Hemisfério Inferior, N= número de medidas. A primeira moda M1 (N340º-N350º) compreende juntas sistemáticas pouco espaçadas e sem preenchimento, distribuídas entre NNW e SSE subverticais e representa a posição de juntas longitudinais ao eixo das dobras D1, e paralelas às falhas R, associadas à Falha de São João, cujo espaçamento, na escala de afloramento, varia na ordem de centímetros a alguns metros. A segunda moda M2 pode ser dividida entre NE-SW e NW-SE, com menor frequência E-W, são paralelas às falhas X, associadas à Falha do Rio São João e ocorrem na forma de par conjugado, diagonais em relação ao eixo das dobras D1. Esse par apresenta orientações em torno das direções NW-SE e NE-SW, com direção preferencial de N320º-N300º/subvertical (37,8%) e N250º-N240º (25%). Entre os elementos estruturais associados a moda M2 estão as juntas plumosas (Foto 18).

73 73 Fonte: Plujim & Marshalk (2003) Foto 18. Marcas de juntas plumosas instaladas nos planos de fraturas de direção N190º/60ºNW, nas fácies deltaicas da formação Açuruá, com movimentação de propagação sinistral. Visada em perfil. A orientação dessas estruturas é aproximadamente transversal às dobras D1 e paralelas às fraturas de cisalhamento transcorrentes R e R (Foto 19), por isso são esperadas de serem preenchidas por quartzo. Algumas dessas fraturas evoluíram para zonas estreitas de falhamento (zonas de cisalhamento rúptil), com geração de cataclasitos e/ou juntas extensionais escalonadas que evidenciam diretamente falhas transcorrentes sinistrais em metarenitos fluviais da Formação Tombador com direção NW-SE (Foto 20). N N350º R σ3 σ1 σ1 N290º R σ3 Foto 19. Juntas em X, marcadoras dos tensores de máxima compressão e máxima distensão. Ponto CM-15 localizado a 1,5 km a sul da cidade de Lençóis (UTM /240507e Cota: 382 m). Visada em planta.

74 74. Foto 20. Vista em planta de zona de cisalhamento rúptil NW-SE (juntas extensionais escalonadas) em metarenito da Formação Tombador. Ponto CM- 17(UTM / e cota: 398m) As bandas de deformação vistas na região compreendem faixas de deformação intragranular com cisalhamento localizado. O aspecto textural, na banda de deformação sugere à cominuição dos grãos (DANTAS et al., 2003). As bandas de deformação (shear bands) observadas na área de trabalho se orientam paralelas às falhas de direção N-S e NW- SE. Os conjuntos de bandas de deformação observadas exibem larguras que variam desde métricas a centimétricas (Foto 21) e quase sempre são observadas ramificações a qual se assemelham com estruturas do tipo rabo-de-cavalo ou horsetail splay, sendo que os splays, em geral, possuem cinemática sinistral associada com as falhas N-S (sintético em relação à falha de São João) e NW-SE, enquanto que os splays relacionados com as falhas NE-SW a E- W geralmente apresentam cinemática dextral (antitético em relação à falha de São João) (Fig. 29). Caracterizam-se ainda por formar vários planos paralelos ou anastomosados (Foto 22). As bandas de deformação atinge até 5cm de espessura e a faixa de concentração das zonas pode atingir até alguns metros de extensão.

75 75 N090º (Dextral) Foto 21. Bandas de cisalhamento de direção N90, localizado no leito do rio Lençóis, com os splays indicando movimentação destral. Ponto CM -14 (UTM / e cota: 369m). Visada em planta. N310º - Shear Bands Foto 22. Bandas de cisalhamento de direção N330, localizado no leito do rio Lençóis. CM -14 (UTM / e cota: 369m). Visada em planta

76 76 Figura: Rosetas das bandas de cisalhamento (Shear Bands) com cinemática dextral (a) e sinistral (b), nas rochas da formação Tombador e Açuruá. Hemisfério Inferior, N= número de medidas. Observaram-se deslocamentos de seixos, nas fácies conglomeráticas da Formação Tombador (Membro Lavras), que são marcadores cinemáticos de falhas com movimento aparente direcional de pequeno rejeito (Foto 23), variando entre sinistral e destral. Em alguns afloramentos exibem intenso fraturamento, com imbricação dos grãos tipo dominó (Foto 24). Em muitos casos, apresentam direção N330º-N340º, com cinemática sinistral, em outros casos apresentam direção N070º-N090º, com cinemática destral, ambos com planos de falha com mergulhos verticais a subverticais. O intenso fraturamento representa o reflexo em superfície de zonas de cisalhamento de natureza rúptil, no caso, provavelmente relacionadas, aos lineamentos estruturais, observados em fotografias aéreas e imagens de satélite, representados pelas falhas direcionais, possívelmente sintéticas (NNW-SSE) e antitéticas (ENE-WSW) à Falha do Rio São João (Anexo 2).

77 77 N N050º (Dextral) Fonte: Adaptado de Marshalk (2003) Foto 23. Deslocamento de seixos, dos metaconglomerados da Formação Tombador, mini-falha com direção N050 e cinemática dextral, localizado no rio Lençóis. Ponto CM-19 (UTM / e cota: 432 m). Visada em planta. N S N S N350 (Sinistral) Foto 24. Falha de direção N350º e movimentação sinistral, com mini falhas antitéticas destrais nos metaconglomerados da Formação Tombador, localizado no rio Lençóis. Ponto CM-20 (UTM / e cota: 450 m). Visada em planta.

78 PETROGRAFIA e MICROESTRUTURAS Petrografia a) Formação Açuruá Foi amostrado um metarenito fino da formação Açuruá no perfil Cachoeira da Fumaça para análise petrográfica (Lâmina AM-06). O mesmo apresentou como mineralogia principal 80 % de quartzo e 20% de sericita (Fotomicrografia 1). Os grãos de quartzo mostram dimensões entre 2 e 3 mm e são xenoblásticos com contatos curvos (côncavos e convexos) entre si, apresentando extinção ondulante. A sericita ocorre nos interstícios entre os grãos de quartzo, sendo considerada um mineral metamórfico, típico de baixo grau, produto da alteração de grãos de feldspatos em fragmentos de rocha. Qz Mb Fr Qz Fotomicrografia 1. Fácies arenito fino da Formação Açuruá (Lâmina AM-06), apresentando grãos de quartzo (Qz) subarredondados, com contatos côncavo-convexos entre si, grãos de mica branca (sericita?) (Mb) e fragmentos de rocha (Fr). Amostra coletada no perfil Cachoeira da Fumaça, localizado 1,5 km do povoado de Caeté-Açu (Capão). Com nicóis. (UTM / e cota: 1.140m).

79 79 b) Formação Tombador Foi amostrado um metarenito eólico bastante silicificado da Formação Tombador (Lâmina AM-07). Em lâmina delgada a composição mineralógica é de 97 % de quartzo e 3 % de mica branca (Fotomicrografia 2). A rocha possui textura granoblástica decussada a poligonal e xenoblástico, bastante compactada. Os grãos de quartzo com tamanhos entre 3 a 4 mm, são xenoblásticos de contatos curvos (côncavos e convexos) a interlobados ( lobate ) ou poligonais, além de apresentarem extinção ondulante. A moscovita apresenta tamanho em torno de 1mm e ocupam os espaços entre os grãos de quartzo maiores do corpo rochoso. Qz Qz Qz Qz Fotomicrografia 2: Quartzito da Formação Tombador com textura granoblástica poligonal, subidioblástica e alguns contatos interlobados. Amostra coletada no rio Lençóis (UTM / e cota: 493 m). Qz Quartzo. Com nicóis Zonas de Falhas Passchier & Trouw (1996) relacionam a microestrutura como um termo descritivo para as relações mútuas, em escala microscópica, entre grupos ou agregados de cristais da rocha. Uma caracterização microestrutural foi realizada para verificar os processos deformacionais e mecanismos de recristalização que afetaram as rochas durante a evolução estrutural da área. Em geral, predominam microestruturas relacionadas à tectônica rúptil, entre

80 80 elas: fraturamento e cominuição ao longo de bandas de cisalhamento (shear bands), textura mortar, além dos pseudotaquilitos (rúptil-dúctil). Foram estudadas duas lâminas (AM-04 e AM-05) de amostras coletadas em zonas de cisalhamento rúptil (rochas cataclásticas). Verificou-se que os grãos de quartzo apresentam superfícies angulosas, extinção ondulante, podendo ser indicativos de deformações posteriores (tectônica ativa a levemente ativa), quebradiços com tamanhos diferenciados, desde 0,05mm a 4mm típicos de cataclasitos, ou microcataclase relacionada a uma fragmentação dos grãos minerais, desenvolvida por microfissuras (Fotomicrografia 3). Qz Qz Qz Fonte: Adaptado Passchier & Trouw (2005) Fotomicrografia 3: Brecha de falha coesiva em metarenito fluvial da Formação Tombador, apresentando fragmentos de grãos de quartzo (Qz) angulares e de tamanho variável. Com nicóis cruzados. Lâmina AM-04. Dentre as microestruturas cataclásticas texturas deformadas e fragmentadas encontradas, observa-se ainda a ocorrência da textura mortar, onde alguns porfiroclastos deformados são envolvidos por grãos menores, de mesma composição, em direção às bordas, produtos da fragmentação do mineral. Tais estruturas, segundo Sibson (1977), são diagnósticas de metamorfismo dinâmico e resulta de tensões dirigidas por cisalhamento. Em quase todas as laminas estudadas observaram-se fraturamento dos grãos do arcabouço. Nas lâminas AM-08 e AM-09 os grãos foram cominuidos ao longo de bandas de cisalhamento (shear bands) (fotomicrografia 4).

81 81 Shear Bands Microfraturamento dos grãos Fotomicrografia 4: Grãos cominuidos ao longo de uma banda de cisalhamento (Shear-Band) nos metarenitos eólicos da formação Tombador. Com nicóis cruzados. Lâmina AM-09. Em alguns casos as amostras coletadas sugerem deformação em condições metamórficas de maior temperatura, com desenvolvimento de foliação, como é o caso das lâminas AM-02 e AM-07. Compreendem quartzitos com grãos de tamanhos equivalentes, em torno de 3mm a 5mm (equigranular), e nelas, as microestruturas são granoblástica poligonal (fotomicrografia 5). Os grãos de quartzo estão levemente orientados em processo de poligonização. Alguns dos mecanismos sugestivos de recristalização dessas rochas são: o crescimento de quartzo e os contatos interlobados do tipo quartzo-quartzo, suturados a serrilhados, causado por deformação de bordas de grãos. Os microcristais de feldspato presentes apresentam geminação deformada e os grãos maiores estão preservados retos de arredondamento (retos de feições primárias, mais resistentes a deformação).

82 82 Textura Granoblástica Decussada a) Contato Interlobado Mb b) Qz Qz Fotomicrografia 5: Em (a) Quartzito eólico da Formação Tombador com textura granoblástica poligonal, subidioblástica e em (b) alguns contatos interlobatos. Amostra coletada no rio Lençóis (UTM / e cota: 493 m). Qz Quartzo. Com nicóis. Aumento de 5 X e 40 X respectivamente. 7.5 Integração e Discussão das Estruturas Mapeadas no Campo e Evolução Deformacional O modelo da evolução deformacional para a porção norte da Serra do Sincorá, Chapada Diamantina Oriental remonta à fase de inversão parcial da bacia em sua fase sinéclise. Essa inversão ocorreu a partir de mecanismos induzidos de colisão nas bordas do Cráton do São Francisco a norte, oeste e sudoeste durante o Neoproterozóico. Tratam-se de colisões diacrônicas que formaram os cinturões de cavalgamentos e dobramentos, afetando as coberturas mesoproterozóicas do Aulacógeno do Paramirim (DANDERFER, 1990; DANDERFER et al., 1993, CRUZ & ALKIMIM, 2006; diversos autores). Considerando a situação da área estudada, em relação ao contexto da bacia, mesoproterozóica, bem como a disposição das principais estruturas em relação à sua situação geotectônica, pode-se esboçar o modelo evolutivo simplificado para a região, que abrange a área de estudo, a partir da divisão em dois estágios de deformação, entre eles: um estágio compressivo (D1) e um estágio transcorrente (D2).

83 83 Estágio Deformacional D1 Compreende um estágio de deformação compressional onde se nucleou as dobras (D1), correspondente ao Anticlinal do Pai Inácio, e uma série de estruturas localizadas nos flancos dessa dobra, tais como: juntas associada ao dobramento, dobras subsídiárias, dobras em kink e falhas reversas relacionadas com fault propagation fold. As dobras regionais do primeiro estágio de deformação (D1) são as estruturas dominantes na área de estudo. O seu efeito, em um diagrama sinóptico das medidas de acamamento, de toda a área, fornece uma dispersão dos pólos em torno de um eixo com caimento 07º/026º e um plano axial em N025º/81ºSE. O anticlinal do Pai Inácio é simétrico, com ângulos interflancos em torno de 162º (Fig. 30). As estrias e as lineações de fibras de quartzo (Lf), quase sempre relacionadas a degraus (steps), situadas nos flancos da dobra, posicionam aproximadamente 90º (ortogonal) em relação à direção da charneira do anticlinal, e por isso, segundo Ramsay & Rurber (1987), são resultados de deslizamentos interestratais. Nos flancos desse anticlinal predominaram mecanismos de dobramento por deslizamento flexural, enquanto na região de charneira prevaleceu a flambagem (flexural slip e buckling, sensu Park, 1989). Ainda, ao longo do flanco oriental, desenvolveram-se dobras subsidiarias com geometria em Kink assimétricas e falhas reversas, com mergulho de 45º e direção para ENE, com desenvolvimento simultâneo ou tardio em relação ao dobramento maior. De acordo com Sibson (1985), o ângulo máximo de mergulho para a nucleação de falhas de cavalgamento é em torno de 30º. Falhas desse tipo, com mergulhos superiores aos previstos, sugerem reativação de estruturas antigas ou rotações associadas com processos de dobramentos e/ou falhamentos. Neste sentido, sugere-se uma rotação passiva desses elementos em virtude de processos de dobramentos associados com o evento D1.

84 84 Figura 30. Ilustração esquemática da disposição das estruturas deformacionais do estágio deformacional D1. As fraturas relacionadas à esse estágio deformacional D1, compreendem juntas de tração que são representadas pelas fraturas longitudinais, transversais e diagonais ao eixo do anticlinal do Pai Inácio. Apesar de não ter sido efetuado um estudo sistemático de hierarquização e de interpretação da relação causa e efeito das dobras e das falhas, foi possível caracterizar um padrão espacial de distribuição das juntas sistemáticas coerente com o dobramento regional D1. A primeira moda M1 N350º-N340º (35%) compreende juntas sistemáticas pouco espaçadas distribuídas entre NNW e SSE subverticais e representam a posição de juntas longitudinais ao eixo das dobras D1, cujo espaçamento, na escala de afloramento, varia na ordem de centímetros a alguns metros. A segunda moda (M2) dividida entre NW-SE e NE-SW, com menor freqüência E-W, pode representar estruturas de segunda ordem que ocorrem na forma de par conjugado, diagonais em relação ao eixo das dobras D1. Esse par apresenta direção preferencial de N330º-N310º/subvertical (37,8%) e N060º-N070º (25%).

85 85 Por fim, ainda associado ao estágio deformacional D1, hospedam-se veios de quartzo que preenchem juntas de tração E-W e NW-SE (veios extensionais), os mesmos também se - instalaram preenchendo falhas reversas e por vezes interestratalmente, principalmente através do formato saddle reef (Fig. 31). Os Veios de quartzo localizados paralelos ao acamamento exibem estrias de deslizamento definidas por quartzos fibrosos, dispostos em painéis e degraus (steps), que por vezes indicam um componente de deslizamento interestratal. Figura 31. Arranjo dos veios de quartzo no dobramento D1. Estágio Deformacional D2 O segundo estágio deformacional é representado pela transcorrência sinistral e de direção NNE a NS que segundo Lagoeiro (1990, apud Danderfer et al., 1993) pode ser vista como uma manifestação na porção norte do cráton do São Francisco, dos processos geradores das faixas Rio Preto e Riacho do Pontal, que estruturaram falhas de empurrão e dobras com vergência para sul. Neste evento colisional, do Brasiliano, metacarbonatos do Supergrupo São Francisco, foram dobrados e truncados por zonas de cisalhamento E-W, enquanto que nas rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço se instalaram zonas de cisalhamento transcorrentes rúpteis-dúcteis. Na área de estudo desenvolveu-se a falha do Rio São João com

86 86 movimento transcorrente e cinemática sinistral que bordeja à norte a Serra do Sincorá até a altura do povoado Caeté-Açu (Capão), sul da área de estudo, e foi responsável pela estruturação da Serra do Sincorá, na sua porção setentrional. (Fig. 32). Figura 32. Ilustração esquemática da disposição das estruturas deformacionais do estágio deformacional D2. Fazendo uma integração dos dados de fraturas de cisalhamento e falhas associadas ao estágio D2 na área de trabalho, cujas orientações mais freqüentes foram N340º-N000º, N230º- N250º e N290º-N300º. Estes foram agrupados de acordo com sua orientação espacial e freqüência. As estrias desses planos, possuem rake com os planos de fatura que variam entre 2 a 30º, podendo atingir excepcionalmente até 45º de obliqüidade,. Estes rakes, juntamente com a análise cinemática das fraturas e falhas conjugadas, indicam tectônica de transcorrência para evolução dessas estruturas. Ocorrem na área de estudo três principais padrões de fraturamentos e falhamentos conjugados: um melhor observado na porção leste da área com fraturas orientadas N340º e

87 87 N300º, indicando que o σ1 estaria posicionado a N320º. Já o segundo padrão conjugado apresenta-se segundo N210º e N160º, caracterizando o σ1 a N185º. O terceiro par apresentase segundo o azimute N355º/75ºE associado com N315º/80ºNE, resultando numa compressão N335º (σ1). Estes dados sugerem que os campos de tensão principal variaram no espaço de deformação ao longo de WNW-ESE descrevendo, consequentemente, um movimento de massa aproximado NNE-SSW, com associada tração NW-SE que estruturou a porção norte da Serra do Sincorá, e que representa a direção dos grandes vales na área de estudo. A presença de rochas de falha na área é um indício da formação dos grandes lineamentos negativos, observados nas imagens de satélite e fotografias aéreas. Os sistemas de falhamentos direcionais, principalmente os de direção NW-SE, proporcionaram o desenvolvimento de rochas de falhas rúpteis e rúpteis-dúcteis (brechas e pseudotaquilitos), além de bandas de cisalhamento (shear bands) e lineação de fibra mineral (Lfx), cuja cinemática relativa quase sempre é de movimento aparente sinistral, distribuídas em vários locais na área de estudo. Segundo Twiss & Moores (1992), as rochas de falha friáveis são formadas em profundidades que variam de 1 a 4 km e as coesivas entre 4 a 10 km, portanto pode-se inferir que o sistema de falhamento formou-se em profundidade superiores a 5 km. Por fim, os estilolitos observados na área de estudo, são sub-horizontais ao acamamento e encontram-se associados às juntas de tração de direção NW (N320º). Neste caso, são formados por dissolução de quartzo, por efeito da tensão, que se reprecipita ao longo das juntas, representando processo rúptil-dúctil. A partir do padrão de abertura dos vales NNW-SSE e o sistema de fraturas de cisalhamento sinistral e destral, pode-se sugerir uma tectônica rúptil de cisalhamento Riedel (RIEDEL, 1929) para a estruturação da Serra do Sincorá na área de estudo. As fraturas distensivas preenchidas por quartzo e rotacionados sentido anti-horário (tension gashes), indicam a existência de uma transição nos campos deformacionais de rúptildúctil para rúptil. A relação angular entre os indicadores cinemáticos nas superfícies de deslizamento e os eixos das dobras D1 indica a atuação de uma componente de rotação antihorária (sinistral) que ocorreu após a nucleação das dobras D1.

88 88 8 CONSIDERAÇÕES FINAIS A análise estrutural geométrica-cinemática das estruturas presentes nas rochas aflorantes na serra do Sincorá permitiu verificar que a deformação tectônica que atingiu essas rochas foi de caráter predominantemente dúctil-rúptil a rúptil e pode ser caracterizada a partir do estudo de diferentes tipos de estruturas, enfocando desde a mega-escala, até a microescala. Dentre as estruturas presentes na área da pesquisa, o Anticlinal do Pai Inácio é a estrutura de maior representatividade. Nos diagramas estereográficos, a distribuição dos pólos π do acamamento (S0) forneceram informações importantes quanto a geometria do Anticlinal do Pai Inácio. Analisando o caráter cilíndrico da dobra (TURNER & WEISS, 1963 apud LOCKZY & LADEIRA, 1976) classifica-se essa dobra, grosso modo, como quase-cilíndrica, ou seja, aquelas que se aproximam do modelo cilíndrico. A partir dos ângulos interflancos, obtido esterográficamente, a mesma pode também ser classificada como dobra suave (ROWLAND, 1986). Pela classificação das dobras a partir do mergulho do plano axial e o caimento do eixo de Rickard (1971) e Ragan (1985), com base na classificação de Fleuty (1964), o anticlinal do Pai Inácio pode ser classificado como dobra horizontal em pé. Outra estrutura dominante é representada por um extenso falhamento direcional, que se encontra posicionada na porção oeste do anticlinal do Pai Inácio e da área de estudo. Essa estrutura descrita por Filho et al., (1999) é denominada de falha de São João e no povoado de Campos de São João foram observados shear bands com forte cominuição e recristalização de quartzo com estruturas de splays ( rabo de cavalo ), que indicam movimentação relativa sinistral (deformação rúptil). As fraturas de cisalhamento, algumas delas, apresentavam crescimento de quarto onde os steps e a estrias também indicam movimentação relativa sinistral dada pelo missing block. As lineações de estiramento (fibra de quartzo) possuíam atitude de 20 p/015 e 40 p/255º de alto rake e slickensides (25ºp/265º) que são indicadores cinemáticos para a movimentação relativa dessa falha, o que corrobora com a interpretação de Filho et al., (1999). Os mapas de lineamento juntamente com os dados coletados em campo serviram de base para uma compartimentação estrutural da área de estudo e, a partir destes, avaliar os padrões de faturamentos. A análise dos lineamentos estruturais revelou também alguns aspectos importantes na distribuição espacial dos lineamentos na área, dentre os quais, destacam-se:

89 89 a) Os dados adquiridos correspondem a quebras negativas de relevo, feições lineares de drenagem e vales, e foram agrupados em três classes: NW-SE, N-S e W-E; b) Repetição sistemática dos grandes lineamentos NNW-SSE, marcados em escala regional, e que afetam todas as unidades geológicas da região; c) A presença de lineamentos de ordem quilométrica de direção NNW-SSE, que correspondem a formação dos grandes vales, característicos da área de estudo, e que não são tão salientes como os de direção a NNE-SSW. Considerando a situação da área estudada, em relação ao contexto da bacia, bem como a disposição das principais estruturas em relação à sua situação tectônica, sugere-se que a área de estudo tenha sido afetada por pelo menos dois estágios deformacionais (D1e D2), durante o Neoproterozóico, semelhante ao sugerido por Danderfer (1990). O estágio D1 compreende um estágio de deformação compressional onde se nucleou o dobramento (D1), correspondente ao Anticlinal do Pai Inácio, e uma série de estruturas localizadas nos flancos dessa dobra, tais como: juntas associada ao dobramento, dobras subsídiárias, dobras em kink e falhas de empurrão. Nos flancos das dobras predominaram mecanismos de dobramento por deslizamento flexural, enquanto na região de charneira prevaleceu a flambagem (flexural slip e buckling, sensu PARK, 1989). As fraturas relacionadas ao estágio deformacional D1, compreendem juntas de extensão que são representadas pelas fraturas longitudinais e diagonais (juntas de cisalhamento) ao eixo do anticlinal do Pai Inácio. O estágio D2 compreende um estágio de deformação que é representado por uma transcorrência regional sinistral e transtassiva, correspondente a um estágio evolutivo colisional obliquo. Na área de estudo desenvolveu-se a falha do Rio São João de movimento transcorrente e cinemática sinistral que bordeja a norte a Serra do Sincorá até a altura do povoado Caeté-Açu (Capão), sul da área de estudo, e foi responsável pela estruturação da serra, principalmente com o desenvolvimento de falhamentos de direção NNW-SSE. Os sistemas de falhamentos direcionais, principalmente os de direção NW-SE, proporcionaram o desenvolvimento de rochas de falhas rúpteis e rúpteis-dúcteis (brechas, gouges e pseudotaquilitos), além de bandas de cisalhamento (shear bands) e estiramento mineral (Lx), cuja cinemática relativa quase sempre é sinistral, distribuídas em vários locais na área de estudo. Pode-se inferir que o sistema de falhamento formou-se em profundidade superiores a 5 km. Tais estruturas são resultados de intensas pressões dirigidas, observáveis

90 90 em escala microscópica, e sugere-se que as mesmas se deformaram rúptilmente e continuaram a se deformar até a proximidade com o limite rúptil-dúctil. As juntas de cisalhamento Riedel (RIEDEL, 1929 apud ANTUNES, 2004) foram o critério utilizado para definir a movimentação relativa entre os blocos, durante o estágio D2 da deformação. A partir do padrão de abertura dos vales e o sistema de fraturas com cinemáticas pode-se sugerir uma tectônica rúptil de cisalhamento Riedel para a explicação da estruturação da Serra do Sincorá na altura da área de estudo. Assim, conformando com os dados obtidos nas literaturas disponíveis na região da Chapada Diamantina Oriental (DANDERFER, 1990; PEDREIRA & BONFIM, 1990 e LAGOEIRO (1990) apud DANDERFER et al., 1993).

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101 Anexo 3. Mapa de lineamentos estruturais da área de estudo, mostrando os lineamentos negativos em vermelho, com direção preferencial NW-SE, nas imagens de radar SRTM (Shutlle Radar Topography Mission). 101 Legenda: Imagem SRTM (Shutlle Radar System) RGB Red: Band_1 Green: Band_2 Blue: Band_3 Cidades & Caeté-Açu & Lençóis Área de Estudo Lineamentos Estruturais ± Metros Escala:

102 102 Anexo 4. Mapa de lineamentos estruturais da área de estudo, mostrando os lineamentos negativos em vermelho, com direção preferencial NW-SE, nas imagens de satélite LANDSAT 5. Legenda: Imagem LANDSAT-5 RGB Red: Band_7 Green: Band_3 Blue: Band_1 Cidades & Caeté-Açu & Lençóis Área de Estudo Lineamentos Estruturais ± Metros Escala: Datum: SAD-69 South American (1969) Diagrama de Roseta: N=110

103 103 Anexo 5. Mapa de lineamentos estruturais da área de estudo, mostrando os lineamentos negativos em vermelho, com direção preferencial NW-SE, nas fotografias aéreas número 882, 881 e 880 (CBPM, 1964). Legenda: Fotografia Aéreas Valor Alto : 1694 Baixo : 262 Cidades & & Caeté-Açu Lençóis Area de Estudo Lineamentos Estruturais ± Metros Diagrama de Roseta: N= 243 Escala: Datum: SAD-69 South American (1969)