UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE … · ATRAVÉS DAS ESTRUTURAS SEDIMENTARES ASSOCIADAS...

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

LUIS RODRIGUES DOS SANTOS DE OLIVEIRA

DETERMINAÇÃO DOS SENTIDOS DE FLUXOS GRAVITACIONAIS

ATRAVÉS DAS ESTRUTURAS SEDIMENTARES ASSOCIADAS

(FORMAÇÃO TAQUIPE, PRAIA DO INEMA, BAHIA, BRASIL)

Salvador

2013

2





.

Monografia apresentada ao Curso de Geologia,

Instituto de Geociências, Universidade Federal

da Bahia, como requisito parcial para obtenção

do grau de Bacharel em Geologia.

Orientador: Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes

Salvador

2013

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TERMO DE APROVAÇÃO





Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia,

Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:

Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes

Instituto de Geociências – UFBA

Prof. Msc. Roberto Rosa da Silva - Orientador

Petrobras/Instituto de Geociências – UFBA

Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite

Petrobras/Instituto de Geociências – UFBA

Salvador, 27 de março de 2013

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Vou levar minha alma para passear.

Vou banhá-la com água de cheiro,

Cheiro da moça que me faz sonhar.

Vou cantando, vou tocando com minha mente vou falando.

Vou andar, vou achar a minha vida em qualquer lugar.

Vou chamar Pacha Mama para me ajudar.

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AGRADECIMENTOS

Agradeço primeiramente a minha família, em especial a minha mãe (Rita), por todo

seu carinho e determinação em vencer as batalhas da vida, que tanto influenciaram no meu

estilo de vida; meu Vô (Martins), por todos os seus ensinamentos na lida com a terra e suas

lindas histórias que despertaram a minha capacidade de imaginar; minha Vó (Joana), por me

ensinar a respeitar as pessoas e aprender um pouco do poder das plantas medicinais; minha

madrinha (Josefa), por te feito o papel de mãe quando necessário.

Não poderia deixa de agradecer a minha querida Tia Dé por todo seu carinho e todos

os conselhos, fundamentais para superar os momentos difíceis. Igualmente, meus sinceros

agradecimentos a Hélio (comandante) por me ensinar a ser multifuncional: estudar, trabalhar e

surfar sem maiores problemas familiares.

Jamais poderei pagar à grande família Velasco (Bizão, Terezinha, Bizinho, Leo Preto,

Carol, Zé, Leka, Lula, Minha vó Cremilda, Carcasinha, Negão, Tiririca, Capoeira, Sacha,

Tutuquinha, Reks, Loloquinha, Sici, Beethovem, Laion e por aí vai....), por terem me

acolhido em sua casa e, acima de tudo, por terem me tratado como mais um filho. Minha

sincera gratidão.

A todos os meus Irmãos da avenida Mamute e integrantes da Equipe Sem perdido não

tem graça: Tio Alucc, Ricardinho, Marquinho, André Sidarta, Tóne, Sablina, Letícia, Peo,

Leo Marola, Camila, Renato, Ramon, Titela, Zezinho, Kiko, Marilia, Gabriela, Elias, Betinho,

Daniel, Filipe, Bebeto, Sadam, Renato Gabiza... Satisfação em conhecê-los.

Meus sinceros agradecimentos a todos os professores que contribuem para a melhoria

do curso de Geologia dessa instituição, em especial aos professores: Telésforo, Simone Cruz,

Haroldo Sá, Michael Holz, André Neto, Osmário, Flávio Sampaio, Ângela.

Sem dúvida essa etapa da vida não seria concluída sem o apoio acadêmico, social e

psíquico do meu mestre e orientador Luiz César Corrêa Gomes. Mestre: palavras não podem

descrever o papel fundamental do senhor na construção de uma nova filosofia de vida em

minha alma. Muito obrigado pela credibilidade nos momentos em que eu mais precisei.

Não poderia esquecer os funcionários do IGEO, que são peças fundamentais para a

sobrevivência deste Instituto. Bossal, Mércia, André, Marcelinho, Gil, Caetano, Andréia, e

outros: muito obrigado por existirem.

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Queria agradecer à Residência da UFBA por ter me acolhido quando precisei e

parabenizar os Guerreiros residentes que ainda sobrevivem no subterrâneo da liberdade

psíquica e social que a UFBA propicia.

Aos novos amigos e agora colegas de profissão e aos jogadores do Colomy, em

especial: Idney, Kim, Sequela, Gagau, Chapa de Carne, Mostro, Mamãe Urso, Bento,

Tranquilo, Smeagal, Lila, Dira, Chalalá, Caribes, Edu B. Luciano, Tiago Cabrito, Zé Gotinha,

Dilô, Giga, Mileno, Coroa, Sky, Prisquila, Rebeca, Eula, Marcelinho, Bruno Huoya, Bruno

Ovo, Salsicha, Vitinho, Eron (Anibal), Carol Farpela, Decrepito, Cachorra, Mariana Fraga,

Mari de Peo, Sizenando... Enfim... Toda a galera de Geologia da UFBA. ENEGEO não acaba

nunca!!!

À minha querida Cherpinha (Annie) por todos os lindos momentos que vivemos

juntos, ajudamos um ao outro. Você jamais será esquecida.

Caso tenha esquecido alguém, peço sinceras desculpas.

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RESUMO

Os eventos de fluxo gravitacionais são resultantes da confluência dos processos tectônicos

estratigráficos que atuam na evolução dinâmica dos ambientes nos quais esses fenômenos

ocorrem. Na evolução da Bacia do Recôncavo, mais precisamente na fase rifte, ocorreram

inúmeros fluxos gravitacionais, entretanto poucos estudos foram realizados com o intuito de

restituir os possíveis sentidos desse fluxo, assim como qual a orientação 3-D dos tensores

principais (σ1, σ 2 e σ 3) do campo de paleotensão local e se esse campo de tensão local tem

alguma relação com o campo de tensão regional que atou na formação da Bacia do

Recôncavo. Na Praia do INEMA, Base naval de Aratu, situada no setor sul da Bacia do

Recôncavo, existe afloramentos com excelentes exposições de turbiditos, de ambiência

possivelmente lacustrina deltaica, que apresentam estruturas característica de fluxo do tipo

Slump. As rochas aflorantes na Praia do INEMA foram submetidas a uma sequência evolutiva

composta por quatro fases: a primeira dominada essencialmente por processos sedimentares e

as três seguintes controladas por processos deformacionais e de ressedimentação. Essas fases

nuclearam estruturas que podem ser agrupadas em: i) estruturas primárias, que tem como

principal representante a superfície primária (S0); ii) associadas ao estado plástico, que são

representadas por dobras intrafoliais, assimétricas, em bainha, cúspide, policinal,

redobramento em cela, bumerangue e em domo e bacias, além de boudins simétricos e

assimétricos; (iii) de injeção (liquefação e fluidização), representadas por vulcões de areia e

veios clásticos; (iv) associadas ao estado sólido, representadas por falhas normais e rampas de

empurrão. A análise das estruturas sedimentares associadas da Praia do INEMA sugere a

ocorrência de um fluxo gravitacional do tipo Slump depois da sedimentação que formou a

sequência turbiditica. Possivelmente esse Slump fluiu em dois sentidos. Num primeiro

estágio, o Slump flui de NE para SW sob forma de fluxo não confinado, o que impõe uma

geometria em leque para o corpo do Slump. Posteriormente, o fluxo muda sua direção,

passando a fluir no sentido de NW para SE. A análise das orientações 3-D dos tensores

principais (σ1, σ2 e σ3) do campo de paleotensão local da Praia do INEMA, permite inferir que

as direções N030º e N140º constituíram-se direções preferenciais de forças compressivas que

podem ter atuado como motor de disparo do fluxo gravitacional do tipo Slump. A comparação

da orientação 3-D dos tensores principais (σ1, σ2 e σ3) do campo de paleotensão local com a

orientação 3-D dos tensores principais (σ1, σ2 e σ3) do campo de paleotensão relacionado à

abertura da Bacia do Recôncavo, sugere que os processos e eventos tectônicos atuantes

durante a evolução da fase rifte da Bacia do Recôncavo tenham íntima relação com a

nucleação dos fluxos gravitacionais que ocorrem na Bacia, pois a direção do tensor mínimo

local (σ3) com maior representatividade estatística (N150°) é subparalela ao tensor mínimo

regional (σ3) da segunda fase de abertura da Bacia do Recôncavo.

Palavras-Chave: Bacia do Recôncavo; Formação Taquipe; Sentido de Fluxo gravitacional

(Slump); Campo de Tensão.

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ABSTRACT

The gravitational flow events results of confluence with stratigraphic tectonic processes that

acts in environments dynamic evolution. In the Recôncavo Basin evolution, rifte phase,

several gravitational flows happened. However there are few studies about restitution of

possible flow senses; understand the 3D orientation of main strain (σ1, σ2, σ3) on local

paleostrain field; and if this field has any relationship with the regional strain of Recôncavo

Basin formation. At the Inema’s beach, Base Naval de Aratu, located in the southern

compartment of the Recôncavo Basin, there are outcrops with excellent exhibitions of

turbidites, probably lacustrine deltaic environment, which have structures characteristic of

Slump-type flow. Those outcrops were subjected an evolutionary sequence with four phases:

the first dominated by sedimentary processes and the rest controlled by deformation and

ressedimentation processes. These phases originated structures that can be grouped into: i)

primary, whose main representative is the primary surface (So); ii) those associated with

plastic state that are represented by intrafolial, asymmetric, sheath, cuspete, polyclinal folds,

cusp refolding, boomerang and dome-and-basin type, besides asymmetric and symmetric

boudins; iii) some originated from injection (liquefaction or fluidization), as area volcanos

and clastics dykes and iv) those associated to solid state, like normal faults and thrust ramps.

The analysis of sedimentary structures suggests there was a gravitational Slump-type flow

after the turbiditic sequence sedimentation. Perhaps this Slump flowed in two senses: in a first

stage, from NE to SW, as an unconfined flow resulting a fan geometry; later, flowed from

NW to SE. The analyze of 3D main tensors (σ1, σ2, σ3) of local paleostrain field of Inema’s

beach suggests that N030 and N140° were compression preferential directions that could be

initiated Slump-type gravitational flow. The comparison between the 3D orientation of the

local main tensors (σ1, σ2, σ3) and the paleostrain field, related to the opening of the

Recôncavo Basin, suggests a relationship between tectonic processes and events during the

rift phase evolution with the nucleation of gravity flows, because the local minimum tensor

direction (σ3) – N150º– is subparallel to regional minimum tensor of second phase,

represented by Recôncavo Basin opening.

Key-words: Recôncavo Basin; Taquipe Formation; Gravitational Flow sense (slump); Strain

Field.

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LISTA DE FIGURAS

Figura 1.1 - Localização, limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo (MILHOMEM et

al.,2003). ..........................................................................................................................................18

Figura 1.2 – A) Mapas de situação; B) Mapa de localização e; C) Imagem aérea da área de estudo:

Praia do INEMA - Bahia. ..................................................................................................................21

Figura 3.1 - Compartimentação tectônica do embasamento do sistema de Rifte Recôncaco-Tucano-

Jatobá (Kosin, 2009). ........................................................................................................................30

Figura 3.2 - Seção geológica esquemática do compartimento sul da Bacia do Recôncavo

(MILHOMEM et al., 2003). ..............................................................................................................33

Figura 3.3 - Coluna estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Caixeta et. al. (1994). ..............................36

Figura 3.4 - Paleogeografia das Sequências Sinéclises e Pré-Rifte da Bacia do Recôncavo. Observar

discordância entre as sequências (MEDEIROS & PONTE, 1981 apud MAGNAVITA et al., 2005). ..37

Figura 3.5 - Paleogeografia da Seqûencia Rifte na Bacia do Recôncavo. Observar processos de

argilocinese na Fm. Maracangalha e as camadas arenosas dos membros Pitanga e Caruaçu. Medeiros

& Ponte (1981) apud Magnavita et. al. (2005). ..................................................................................39

Figura 3.6 - Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe (Figueiredo et al., 1994)........40

Figura 3.7 - Blocos diagrama: A) ilustração da primeira fase de quebramento ortorrômbico com (σ1>

σ2 = σ3) e estrias dip slip; B) ilustração da segunda fase, na qual ocorre a acomodação dos blocos

falhados e movimentação dos mesmos no sentido dos depocentros da BR, formando estrias que

variam de obliquas a strike slip (OLIVEIRA et al., 2012)..................................................................41

Figura 3.8 – Mapa do Arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com os compartimentos Sul (S),

Central (C) e Nordeste (N). Modificado de Petrobrás (1993) apud Santos et al. (2005). .....................42

Figura 4.1 - Representação esquemática de um corpo de deslizamento (slide). Observar as zonas

extensionais (porção proximal) e as zonas compressionais (porção distal). Modificado de Stow et al.

(1996). ..............................................................................................................................................46

Figura 4.2 - Representação esquemática de um corpo de escorregamento (slump). Observar as zonas


(1996). ..............................................................................................................................................47

Figura 4.3 - Experimento mostrando uma corrente de turbidez bipartida em uma camada basal densa e

laminar e uma camada superior turbulenta. Os clastos se movimentam uns em relação aos outros na

interface das duas camadas, onde o fluxo possui alta velocidade (POSTMA et al., 1988 apud

D’ÁVILA et al., 2008). .....................................................................................................................50

10

Figura 4.4 - Sequência de Bouma completa e os seus mecanismos de deposição inferidos para os

intervalos TA (corrente de turbidez de alta densidade) e TB-E (corrente de turbidez de baixa densidade

desacelerante). Modificado de Posamentier & Walker (2006). ...........................................................52

Figura 4.5 - Arcabouço genético de fácies turbiditicas. Modificado de Mutti (1999). .........................53

Figura 4.6 - Modelo mostrando as principais características dos depósitos gerados por Fluxos

Gravitacionais de Massa - FGM (deslizamentos e escorregamentos) em comparação com os

produzidos por Fluxos Gravitacionais de Sedimento - FGS. Observar a evolução de um FGM para

uma corrente de turbidez. Modificado de Shanmugan & Moiola (1994) apud D’ÁVILA et al. (2008).

.........................................................................................................................................................54

Figura 4.7 - Modelo esquemático de Little Manly Slump. Rrepresenta a transformação de um slump em

um fluxo de massa num intervalo de tempo (T1 a T4). No tempo T5, ocorre a cessação do movimento

do Slump e a deposição de um fluxo de massa por sobre o corpo do Slump. Modificado de Strachan

(2008). ..............................................................................................................................................55

Figura 4.8 - Representação de um corpo de slump, exibindo extensão interna e feições de compressão

nas porções central, lateral e frontal (DEBACKER et al., 2009). .......................................................56

Figura 4.9 - Vista em planta e em secção das estruturas contracionais, extensionais e transcorrentes

geradas internamente ao Slump no estágio de translação em a) e subsequente cessação em b). Na

interpretação desse modelo, a direção de transporte associado com o fluxo ocorre da esquerda para a

direita, sendo indicada pela seta preta, com sequência de empurrão (T1, T2, etc.) mostrada em

vermelho, na parte distal do Slump; e falhas extensionais, na parte proximal do Slump, representadas

em azul (E1, E2 etc.). Modificado de Alsop (2011). ..........................................................................58

Figura 4.10 - Esquema mostrando os quatros membros extremos de interferencias, em planta e em

secção, das estruturas extensionais e contracionais geradas durante a fase de translação (1) e

subsequente cessação do Slump (2) . Em cada situação o observador é indicado por um circulo de cor

preta. Modificado de Alsop (2011). ...................................................................................................59

Figura 4.11 - Representação de um depósito de escorregamento com geração de dobras cilíndricas e de

arrasto. As setas indicam o sentido do fluxo (SMITH, 2000). ............................................................60

Figura4.12 - (a) Diagrama 3D esquemático ilustrando um fluxo de slump, sem possuir variação no

eixo das dobras. (b) Evolução de um corpo de slump com rotação dos eixos das dobras. Modificado de

Strachan & Alsop (2006). ..................................................................................................................61

Figura 4.13 - a) Dobra formada por zona de cisalhamento paralela à direção de fluxo (Layer- parallel

shearing); b) Dobras formadas por zona de cisalhamento normal à direção de fluxo (Layer- normal

shearing). Modificado de Alsop ( 2011). ...........................................................................................62

Figura 4.14 - Esquema em 3D de uma dobra (anticlinal) em Bainha. Modificado de Alsop (1999). ....62

Figura 4.15 - Esquema mostrando a geometria típica das dobras de empurrão geradas na fase de

cessação, com vergência na direção do movimento de massa. De maneira subordinada pode gerar

dobras assimétricas com vergência contrária (Back folds and thrusts). Modificado de Alsop (2012). .63

11

Figura 4.16 - Esquema mostrando as dobras contracionais (em vermelho) e as falhas normais (em

azul) (ALSOP, 2011). .......................................................................................................................64

Figura 5.1 - Coluna estratigráfica do afloramento da praia do INEMA. ..............................................72

Figura 6.1 – Rosáceas do (a) strike, (b) dip; (c) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério

inferior, das medidas do acamamento primário (S0) da Praia do INEMA. ..........................................75

Figura 6.2 - (a) Rosáceas do strike, (b) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior das

medidas dos eixos das dobras totais (Lt) da Praia do INEMA. .........................................................88


medidas dos eixos das dobras (L1) da Praia do INEMA. .................................................................89


medidas dos eixos das dobras (L2) da Praia do INEMA. .................................................................90


lineações de estiramento de massa (Lxm) da Praia do INEMA. ...........................................................90

Figura 6.6 - (a) Rosáceas do strike, (b) do dip e (c) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério

inferior, das medidas de Falhas Totais da Praia do INEMA. ..............................................................95

Figura 6.7 - (a) Rosáceas do strike, (b) do dip e (c) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério

inferior, das medidas de Falhas Normais da Praia do INEMA. ...........................................................95

Figura 6.8 - Rosáceas de direção de caimento e diagramas de isodensidade polar dos tensores

principais obtidos a partir da estruturas rúpteis da Praia do INEMA. σ1: (a-I) Rosácea de caimento; (b-

I) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior), σ2: (a-II) Rosácea de caimento; (b-II)

Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior), σ3: (a-III) Rosácea de caimento; (b-III)

Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior) ....................................................................96

Figura 7.1 - Modelo de Tratos de Sistemas Tectônicos proposto, com seus respectivos padrões de

empilhamento e superfícies limítrofes. (KUCHLE et al., 2007). ...................................................... 100

Figura 7.2 - Primeira Fase Evolutiva: Sistema Deposicional Deltáico Lacustrino (NICOLS, 2009). . 107

Figura 7.3 - Segunda fase evolutiva. ................................................................................................ 109

Figura 7.4 - Terceira fase evolutiva. ................................................................................................ 110

Figura 7.5 - Continuação da Terceira e Quarta Fase Evolutiva. ....................................................... 111

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LISTA DE QUADROS

Quadro 4.1 Classificação dos fluxos gravitacionais de sedimentos em termos de mecanismos de

suporte de grãos. Stow et al. (1996 in ÁVILA & PAIM, 2003). .........................................................45

Quadro 4.2 - Principais tipos de fluxos gravitacionais e suas características quanto ao regime

reológico, mecanismos de interação grãos/fluídos, declive mínimo e depósito. Modificado de Giannini

& Riccomini (2000). .........................................................................................................................45

13

LISTA DE FOTOS

Foto 5.1 - Praia do INEMA, Base Naval de Aratu. Visada para oeste. ................................................65

Foto 5.2 - Ritmitos com intercalações de arenitos, siltitos e folhelhos no afloramento da Formação

Taquipe, Praia do INEMA. Visada para oeste. Foto cedida por Guimarães (2011). ............................66

Foto 5.3 - Dobras na base do Ritmito, possivelmente associadas a processos de Slump. Visada para

norte. ................................................................................................................................................66

Foto 5.5 - Padrão thickening upwards e coarsening upwards. Visada para noroeste. ..........................67

Foto 5.4 - Dobras na base do Ritmito, possivelmente associadas a processos de Slump. Visada para

norte. ................................................................................................................................................67

Foto 5.6 - Arenito e siltito têm coloração predominantemente marrom claro. Estruturalmente, são

formados por laminação plano-paralela. Visada para norte. ...............................................................68

Foto 5.7 - Arenito com estratificação plano paralela. Foto em planta. Bússola indicando o norte. .......69

Foto 5.8 - Arenito maciço. Visada para nordeste. ...............................................................................69

Foto 5.9 - Arenito Cinza com estratificação cruzada acanalada. Visada para noroeste. .......................70

Foto 5.10 - Arenito amarelo-mostarda com estratificação cruzada acanalada. Visada para noroeste. ..70

Foto 5.11 - Arenitos com intercalações de folhelhos. Visada para norte. ............................................71

Foto 6.1- Superfície deposicional (S0) basculada para NW. Visada em perfil para oeste. ...................74

Foto 6.2 - Superfície deposicional (S0) basculada para NW e dobrada. Visada em perfil para sudoeste.

.........................................................................................................................................................74

Foto 6.3 - Foliação deformacional (S1) paralela à superfície deposicional (S0) em arenito médio com

alto teor de argilominerais. Visada em perfil para norte. ....................................................................76

Foto 6.4 - Foliação deformacional (S1) em arenito médio maciço, com alto teor de argilominerais.

Visada em perfil para norte. ..............................................................................................................76

Foto 6.5 - Dobra assimétrica que denota um sentido de fluxo de NE para SW (F1), associada com uma

lineação de estiramento de massa. Plano Axial indicado (PAX). Visada em perfil para noroeste. ......77

Foto 6.6 - Dobra assimétrica que denota um sentido de fluxo de NW para SE (F2). Plano Axial

indicado (PAX). Visada em perfil pra nordeste. ...................................................................................78

Foto 6.7 - Dobra intrafolial isoclinal interna aos estratos do corpo do Slump. Visada em perfil para

noroeste. ...........................................................................................................................................78

14

Foto 6.8 - Dobra intrafolial isoclinal, com dimensões centimétricas, interna aos estratos do corpo do

Slump. Plano axial indicado (PAX). Visada em perfil para noroeste.....................................................79

Foto 6.9 - Dobra em Bainha, associada a rampa de empurrão em forma de cúspide. Denota um sentido

de fluxo de NW para SE. Superfície erodida indicada. Visada em perfil para sudoeste. ......................80

Foto 6.10 - Zoom nos flancos da Dobra em Bainha, denotando um sentido de fluxo de NW para SE.

Visada em perfil para sudoeste. .........................................................................................................80

Foto 6.11 - Dobra em cúspide com sentido de fluxo (F2) de NW-SE. Visada em perfil para sudoeste. 81

Foto 6.12 - Dobra em cúspide com sentido de fluxo de NW-SE. Visada em perfil para nordeste. .......81

Foto 6.13 - Dobra policlinal (DP). Planos Axiais indicados (PAX, PAX1, PAX2 e PAX3). Visada em perfil

para nordeste. ....................................................................................................................................82

Foto 6.14 - Marca de carga assimétrica indicando o sentido de fluxo de NW para SE. Visada em perfil

para nordeste. ....................................................................................................................................83

Foto 6.15 - Zoom na marca de carga assimétrica indicando o sentido de fluxo de NW para SE. Visada

em perfil para nordeste. .....................................................................................................................83

Foto 6.16 - Boudins assimétricos falhados, nucleados na parte externa da zona de charneira de dobras

abertas, denotando fluxo de massa de NW para SE. Visada em perfil para nordeste. ..........................84

Foto 6.17 - Boudins assimétricos nucleados na parte externa da zona de charneira de dobras abertas,

denotando fluxo de massa de NW para SE (indicado). Visada em perfil para nordeste. ......................84

Foto 6.18 - Figura de interferência em laço, mostrando evolução do sentido de fluxo de NE-SW (F1)

para NW-SE (F2). Foliação (S2) e Superfícies Axiais (SAX1 e SAX2) indicadas. Visada em perfil para

noroeste. ...........................................................................................................................................85

Foto 6.19 - Figura de interferência em laço, mostrando evolução do sentido de fluxo de NW para SE.

Superfícies axiais (SAX1 e SAX2) indicadas. Visada em perfil para sudeste. ..........................................86

Foto 6.20 - Figura de interferência em cela. Visada em perfil para noroeste. ......................................87

Foto 6.21 - Figura de interferência em cela. Visada em planta. Caderneta indicando o Norte. ............87

Foto 6.22 - Interferência em Bumerangue. Superfícies Axiais indicadas (SAX1 e SAX2).Visada para

nordeste. ...........................................................................................................................................88

Foto 6.23 - Dique clástico tarde a pós fluxo. Foto tirada em planta. Escala indicando a direção do

norte. ................................................................................................................................................91

Foto 6.24 - Vulcões de areia sin a tarde fluxo. Perpendicular ao eixo maior tem-se a direção do fluxo.

Foto tirada em planta. Escala indicando a direção do norte ................................................................92

Foto 6.25 - Falhas normais N030° em turbitidos.Visada em perfil para nordeste. ...............................93

Foto 6.26 - Falhas normais N120° em turbitidos.Visada em perfil para noroeste. ...............................93

15

Foto 6.27 - Falha de empurrão (thrust) em turbiditos. Sentido de fluxo de NW para SE (F2). Foto em

perfil com visada para noroeste. ........................................................................................................94

Foto 6.28 - Zoom da Falha de empurrão (thrust) em turbiditos. Foto em perfil com visada para

noroeste. ...........................................................................................................................................94

Foto 7.1 – Superfície Erosional. ........................................................................................................99

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SUMÁRIO

Capítulo 1 – INTRODUÇÃO ............................................................................................. 18

1.1 Problema ................................................................................................................... 20

1.2 Localização................................................................................................................ 21

1.3Objetivos .................................................................................................................... 22

1.3.1Objetivo Geral ..................................................................................................... 22

1.3.2Objetivos Específicos ........................................................................................... 22

1.4Justificativa ................................................................................................................ 22

1.5Materiais e Métodos .................................................................................................. 23

Capítulo 2– ESTADO DA ARTE ..................................................................................... 25

Capítulo 3– GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................. 28

3.1O Sistema de Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá (RTJ) .............................................. 28

3.1.1O Embasamento do RTJ ..................................................................................... 29

3.2A Bacia do Recôncavo ............................................................................................... 33

3.2.1Modelo Tectônico Sedimentar ............................................................................ 34

3.2.2Arcabouço Estrutural ......................................................................................... 41

Capítulo 4– FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ................................................................. 44

4.1Tipos de Fluxos Gravitacionais ................................................................................. 44

4.1.1Fluxo Gravitacional de Massa (FGM) ................................................................ 46

4.1.2Fluxo Gravitacional de Sedimentos (FGS) ......................................................... 48

4.2Modelo de transformação de Fluxos Gravitacionais ................................................ 53

4.3Estruturas Associadas com Slumps ........................................................................... 55

4.3.1Dobras geradas durante a evolução do Slump ................................................... 60

4.3.2Falhas geradas durante a evolução do Slump .................................................... 63

Capítulo 5– GEOLOGIA LOCAL .................................................................................... 65

5.1Caracterização Geral do Afloramento ...................................................................... 65

5.2Caracterização dos Fácies Sedimentares .................................................................. 68

5.3Associação de Fácies e Ambiente sedimentar ........................................................... 71

Capítulo 6 – ANÁLISE ESTRUTURAL ........................................................................... 73

6.1Estrutura Primária (S0) ............................................................................................. 73

6.2Estruturas no Estado Plástico ................................................................................... 75

6.2.1Figuras de Interferência de dobras..................................................................... 85

17

6.3Estruturas de Injeção ................................................................................................ 91

6.4Estruturas no Estado Sólido ...................................................................................... 92

6.5Tensores ..................................................................................................................... 96

6.6Fases deformacionais ................................................................................................. 97

Capítulo 7– DISCUSSÕES ................................................................................................ 99

7.1Paleoambiente ............................................................................................................ 99

7.2Análise Estrutural.................................................................................................... 101

7.3Integração de dados discutidos ............................................................................... 105

7.4Modelo Evolutivo ..................................................................................................... 106

7.4.1Primeiro Estágio Evolutivo ............................................................................... 106

7.4.2Segundo Estágio Evolutivo................................................................................ 107

7.4.3Terceiro Estágio Evolutivo................................................................................ 108

7.4.4Quarto Estágio Evolutivo .................................................................................. 111

Capítulo 8–CONCLUSÃO ............................................................................................... 112

Capítulo 9– REFERÊNCIAS ........................................................................................... 114

ANEXOS .......................................................................................................................... 119

18

Capítulo 1 – INTRODUÇÃO

Os litotipos que constituem o arcabouço estratigráfico da Formação Taquipe, aflorante

na Praia do INEMA, Base Naval de Aratu, foram formados na fase rifte do sistema de rifte do

Recôncavo-Tucano-Jatobá. Esse sistema tem sua gênese associada aos estágios precoces da

abertura do Atlântico Sul e ruptura do Gondwana, onde os campos de tensão responsáveis

pelo rifteamento teriam atuado entre os períodos Mesojurássico (175 Ma) e Eocretáceo (145

Ma) (MILHOMEM et al., 2003; SILVA et al., 2007) (Fig.1.1).

Segundo Milhomem et al. (2003), a Formação Taquipe é constituida por folhelhos,

siltitos, arenitos e subordinadamente por conglomerados, margas e calcarenitos ostracoidais,

depositados através de fluxos de detritos e correntes de turbidez, com características

estratigráficas que conotam uma ambiência possivelmente deltaica lacustrino. O

preenchimento do Cânion do Taquipe, que deu origem à arquitetura estratigráfica da

Figura 1.1 - Localização, limites e arcabouço

estrutural da Bacia do Recôncavo (MILHOMEM et

al.,2003).

19

Formação Taquipe, teve uma fase inicial com reduzido aporte sedimentar gerado por uma

elevação do nível eustático (transgressão), seguido por fim, de uma queda do nível eustático

(regressão), que permitiu a progradação das frentes deltaicas em decorrência da redução na

taxa de subsidência da área. Esse contexto tectônico e estratigráfico ocorreu no final da

sequência rifte da Bacia do Recôncavo (AMORIM, 1992). A variação do nível do lago,

associada à variação da taxa de sedimentação, atuando em conjunto com processos tectônicos

(nucleação e/ou reativação de falhas), possibilitou a desestabilização dos sedimentos da frente

deltaica que foram, posteriormente, ressedimentados na forma de slumps subaquosos. Esses

controles são pouco entendidos, o que torna o estudo das estruturas deformacionais planares e

lineares associados aos fluxos gravitacionais do tipo Slump (escorregamento), bastante

promissor para o entendimento da evolução geodinâmica da Bacia do Recôncavo.

A Praia do INEMA apresenta excelentes afloramentos, que sugerem a existência de

fluxos gravitacionais de massa do tipo Slump na Formação Taquipe. A ideia da ocorrência de

fluxo do tipo Slump é proposta pela presença de estruturas indicativas do sentido do fluxo

gravitacional, tais como: dobras de arrasto, falhas normais e reversas em diferentes escalas.

Essas estruturas deformacionais fornecem informações sobre o possível sentido de fluxo, e

podem servir de trapa ou armadilha para acumulação e migração de hidrocarbonetos.

Como ainda há controvérsias quanto à evolução tectono-estrutural da Bacia do

Recôncavo, mais particularmente em relação aos processos que originaram os depósitos de

escorregamento, espera-se definir, através do estudo dessas estruturas deformacionais, os

possíveis sentidos dos fluxos turbidíticos que se depositaram nesta área e dos fluxos de massa

dentro da Bacia, assim como qual a orientação dos tensores principais (1, 2 e 3) do campo

de paleotensão local que atuaram na área de estudo e sua relação com o campo de tensão

gerador da Bacia do Recôncavo.

Assim, este trabalho servirá com base para o entendimento dos possíveis sentidos de

fluxos gravitacionais que ocorreram na Formação Taquipe assim como qual a orientação dos

tensores principais (1, 2 e 3) do campo de paleotensão local que atuou como possíveis

mecanismo de disparo dos fluxos gravitacionais do tipo Slump. Consequentemente,

contribuirá para o entendimento da evolução geodinâmica da Bacia do Recôncavo, que

constitui uma das mais prolíficas bacias do Brasil. O conhecimento dos processos que

dominaram a evolução da Bacia do Recôncavo pode ser útil para a descoberta de novos

“plays” petrolíferos, novas fronteiras exploratórias no estado da Bahia.

20

1.1 Problema

A Formação Taquipe representa um quinto play exploratório da Bacia do Recôncavo.

Nessa Formação aflora uma série de estruturas deformacionais (falhas, dobras,

fraturas) que podem ser encontradas na Praia do INEMA, e vem suscitando dúvidas quanto à

sua gênese, especialmente quanto à sua ligação com os processos de deformação sin-

sedimentares associados a fluxos gravitacionais ou com as deformações associadas aos

campos de tensão relacionados à evolução da Bacia do Recôncavo. Entretanto, poucos foram

os trabalhos de análise estrutural que trataram desse tema, local ou regionalmente.

Tendo isto em vista, pode-se questionar: quais seriam as estruturas deformacionais (e

os seus significados) na Formação Taquipe, as orientações dos tensores principais (1, 2 e

3) do campo de tensão a ela associados e quais as relações entre esses campos de tensão com

a tectônica formadora da Bacia do Recôncavo?

21

1.2 Localização

A área de estudo está localizada na Baia de Todos os Santos, mais precisamente na Base

Naval de Aratu.

A melhor via de acesso para a Praia do INEMA é, ao sair do terminal rodoviário,

seguir a via BR-324. Na proximidade de Mata de Valéria, desvia-se a esquerda, através da

estrada da Base Naval de Aratu. Ao chegar na Fazenda Couto, segue-se pela Rua Dr. Eduardo

Cotto, até a Praia do INEMA. O conjunto de afloramentos alvo do presente estudo está

localizado na Praia da Base Naval de Aratu.

Figura 1.2 – A) Mapas de situação; B) Mapa de localização e; C) Imagem aérea da área de estudo:

Praia do INEMA - Bahia.

22

1.3 Objetivos

1.3.1 Objetivo Geral

Identificar e interpretar as principais estruturas deformacionais indicativas do sentido

de fluxo sedimentar gravitacional do tipo Slump, nos depósitos da Formação Taquipe,

indicando a localização da fonte dos mesmos.

1.3.2 Objetivos Específicos

Determinar a orientação 3-D dos tensores principais (1, 2 e 3) do campo de tensão

local que atuou na gênese do fluxo gravitacional do tipo Slump na Praia do INEMA;

Determinar os principais direções dos tensores principais (1, 2 e 3) do campo de

tensão regional atuante durante a evolução tectônica da abertura da Bacia do Recôncavo;

Correlacionar as orientações 3-D dos tensores principais (1, 2 e 3) do campo de

tensão local na Praia do INEMA com a orientações 3-D dos tensores principais (1, 2 e 3)

do campo de tensão regional formador da Bacia do Recôncavo;

Determinar o estilo da deformação, a gênese das estruturas e o sentido do fluxo de

massa na Bacia do Recôncavo;

Interpretar a evolução deposicional da Formação Taquipe com base nos dados obtidos

na Praia do INEMA.

1.4 Justificativa

Segundo Magnavita et al. (2005), a Bacia do Recôncavo é uma das Bacias mais

produtivas do Brasil devido ao seu eficiente sistema petrolífero, sendo os seus atributos

estratigráficos e estruturais utilizados como escola para diversas gerações de exploradores.

Os depósitos sedimentares Formação Taquipe, representam o quinto maior play

petrolífero, tendo suas origens ligadas a eventos tectônicos esporádicos que afetaram os

23

pacotes da fase sin-rifte da Bacia do Recôncavo (folhelhos com intercalação de arenitos da

Formação Taquipe).

A análise estrutural desses fluxos gravitacionais pode permitir estimar qual ou quais

foram os sentidos preferenciais dos fluxos, possibilitando a interpretação da posição do alto

estrutural que originou os depósitos. A interpretação das orientações 3-D dos tensores

principais (1, 2 e 3) do campo de tensão local e regional poder tornar possível a correlação

dos fluxos gravitacionais dentro da Bacia do Recôncavo com os eventos tectônicos atuantes

no decorrer da evolução geodinâmica da Bacia; somando conhecimento a história geológica

de evolução da Bacia do Recôncavo.

1.5 Materiais e Métodos

i) Fase Pré-Campo

Nessa fase foi realizado o levantamento bibliográfico dos trabalhos publicados sobre a

Bacia do Recôncavo, particularmente sobre a Formação Taquipe e as suas feições tectono-

estruturais. Assim como, bibliografia sobre estruturas sedimentares, depósitos de

escorregamento, em especial sobre Slump, e outros relacionados a tratamentos estruturais de

dados.

ii) Fase Campo

Aqui foi feita a coleta sistemática de estruturas planares, como superfícies primárias

(S0), paleocorrentes, planos de falhas/fraturas, plano axial de dobras, bem como estruturas

lineares, tais como estrias, eixo de dobras cúspides (Lβ), intrafolial (Lx). Quando possível, a

cinemática das falhas também foi deduzida. Os equipamentos utilizados na execução do

trabalho em campo foram: Bússola Geológica Brunton®

(modelo Eclipse), aparelho GPS

Garmim, máquina fotográfica, caderneta de campo, lupa (20x), martelo geológico e trena.

iii) Fase Pós-Campo

Após a coleta, os dados obtidos foram classificados e organizados em planilhas no

Excel® e foram relacionados entre si, para a obtenção de padrões similares.

Para tratamento das medidas planares e lineares obtidas, houve a utilização do

24

software StereoNett® (Duyster 2000, versão 2.46). Os dados foram apresentados em rosáceas

de direção e mergulho e diagramas de isodensidade de frequência no hemisfério inferior da

Rede Estereográfica de Igual-área, possibilitando a melhor visualização de um maior número

de medidas integradas. O método utilizado para o tratamento das estruturas com cinemática

foi realizado a partir do método de inversão que permite a obtenção das orientações 3-D dos

tensores principais. Por fim a elaboração da presente monografia.

25

Capítulo 2 – ESTADO DA ARTE

Será feita uma breve análise da evolução dos aspectos tectônicos e estratigráficos

relacionados à Bacia do Recôncavo, em especial a Formação Taquipe. Quanto aos processos

de ressedimentação, será feita uma análise com ênfase em Slumps.

Do ponto de vista da análise sedimentológica e estratigráfica, a Bacia do Recôncavo

apresenta uma variada gama de trabalhos publicados. Milani (1987), que trata de aspectos da

evolução tectônica das Bacias do Recôncavo e Tucano Sul; Rajagablia (1991) contribui à

geologia do compartimento Sul da Bacia do Recôncavo com a análise da paleo-sismicidade e

sedimentação desta área.

Em se tratando da Formação Taquipe, os trabalhos mais antigos são datados do final

da década de 80. Bueno (1985 apud SILVA, 2007) discute o controle da falha de Paranaguá e

dos efeitos climáticos na formação do Cânion do Taquipe. Segundo o mesmo autor, este

Cânion propiciava a deposição dos sedimentos dos sistemas deltaicos da Formação Pojuca;

Ribeiro (1991 apud AMORIM, 1992) discutiu os possíveis efeitos da morfologia do Cânion

do Taquipe nos refletores sísmicos. Segundo Amorim (1992), o preenchimento do Cânion do

Taquipe teve uma fase inicial com reduzido aporte sedimentar, gerada por uma elevação no

nível eustático (transgressão), seguido por fim, de uma queda do nível eustático (regressão),

que permitiu a progradação das frentes deltaicas e a redução na taxa de subsidência da área.

Segundo Milhomem et al. (2003), a formação Taquipe é formada por folhelhos, siltitos,

arenitos e, subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais, depositados

através de fluxos de detritos e correntes de turbidez; Magnavita et al. (2005) propõe que a

Formação Taquipe é produto do preenchimento de um cânion desenvolvido durante uma fase

de queda do nível de lago.

Em se tratando de processos de ressedimentação em geral, tem-se como trabalho

pioneiro o de Dott (1963 apud CARLOTTO, 2006), que classifica os movimentos de massa

subaquosos em quatro tipos principais: Avalanches, deslizamento e/ou escorregamento,

fluxos de massa e corrente de densidade, associando os seus respectivos comportamentos

mecânicos.

Quase uma década depois, Carter (1975 apud CARLOTTO, 2006) classifica os

processos de ressedimentação de modo muito semelhante à Dott (1963), porém enfatiza que

os processo de ressedimentação ocorrem de forma contínua, desde as avalanches até os fluxos

turbulentos. O termo “Fluxos Gravitacionais” foi definido por Middleton & Hampton (1975

26

apud Carlotto, 2006) como sendo o termo geral para fluxo de sedimentos ou mistura de

sedimentos e fluido, que fluem sob a ação da gravidade. Esses autores dividiram os fluxos

gravitacionais de sedimentos em função do mecanismo de suporte dos grãos.

Nardin et al. (1979 apud CARLOTTO, 2006), baseado em comportamentos

mecânicos, mecanismos de transporte e suporte sedimentar, classificou os processos de

transporte de massa em três classes: (I) Avalanches e Deslizamentos/Escorregamentos; (II)

Fluxos de Detritos; (III) Fluxos de Fluidos, este último subdividido em fluxos liquefeitos,

fluxos fluidizados e correntes de turbidez.

Lowe (1979 apud CARLOTTO, 2006), estimulado pelas ideias de Middleton &

Hampon (1973), divide os fluxos em função do seu comportamento reológico em fluxos de

fluido e fluxos de detritos. Já quanto aos mecanismos de suporte de grãos, ele divide em

cincos categorias.

Stow et al. (1996) faz uma revisão dos processos e depósitos de ressedimentação,

compreendendo uma suíte complexa, um contínuo, desde os deslizamentos sub-aquosos até as

correntes de turbidez de baixa densidade. Segundo este autor, com exceção das avalanches,

deslizamentos e escorregamentos, todos os processos podem ser classificados como

movimentos de massa sub-aquosos. Quase uma década depois, Ávila & Paim (2003),

dividiram os fluxos gravitacionais em Fluxos Gravitacionais de Massa (FGM) e Fluxos

Gravitacionais de Sedimentos (FGS). Em relação à deformação interna, os FGS possuem

maior grau que os FGM. Segundo esses autores, o deslizamento (Slide) e o escorregamento

(Slump) são exemplos de FGM subaquosos, enquanto os FGS, segundo Stow (1996), podem

ser subdivididos em: (I) Corrente de Turbidez; (II) Fluxo Fluidizado; (III) Fluxo granular; e

(IV) Fluxo de detritos).

Quanto ao estudo dos Slumps e das estruturas associadas que podem ser indicadoras

do campo de paleotensão e/ou sentido de fluxo, diversos trabalhos podem ser encontrados, no

entanto, a grande maioria na literatura internacional.

No final da década de 40, Kuenen (1949) fez um trabalho pioneiro sobre estruturas

associadas à Slump na Bacia de Waitemata na Nova Zelândia; Nagtegaal (1963) discute sobre

as estruturas convolutas e rúpteis existentes na Espanha. No final da década de 60, surgem os

primeiros trabalhos sobre slumps na América do Norte, com Gregory (1969), mais

precisamente no estado da Califórnia, Estados Unidos. Sims (1973,1975) discute o papel dos

terremotos como indutores de estruturas sedimentares em sedimentos lacustrinos existentes na

Califórnia; Woodcock (1976, 1979) discute os estilos das estruturas em slump e como essas

estruturas poderiam indicar o sentido de propagação de massa.

27

No inicio da década de 80, Mills (1983) discute o valor diagnóstico das estruturas

existentes em slumps, tentando relatar quais informações estas estruturas poderiam fornecer

sobre a gênese e cinemática desse tipo de depósito; Farrell (1984) formula um modelo

cinemático através da análise das estruturas associadas na Bacia de Ainsa, fronteira da França

com a Espanha; Martinsen (1989) trata do estilo deformacional existente em Slump, na Bacia

de Namurian, Irlanda. Owen (1995, 1996) trabalha com o intuito de entender a gênese das

estruturas associadas a escape de fluidos em arenitos no noroeste da Escócia; Rosetti (1999)

trabalhou no nordeste brasileiro e estudou os efeitos de Paleossismo que induziram o

escorregamentos na Bacia de São Luis.

Na primeira década do Século XXI, diversos trabalhos foram lançados,

principalmente na literatura internacional. Entretanto alguns trabalhos sobre Slumps foram

lançados na literatura nacional, principalmente no estado da Bahia, mais precisamente sobre a

Bacia do Recôncavo. Como exemplos de destaque têm-se: Alsop & Holdsworth (2002)

escrevem a respeito da determinação de vergência e geração das dobras em bainha (sheath

folds); J. Frey-Martinez et al. (2003) faz interpretação de sísmica 3D em Slump em margem

continental de Israel; Alsop & Holdsworth (2004) trabalham no intuito de descrever e

interpretar as diversas estruturas que podem se formar e evoluir dentro do Slump,

principalmente os diversos tipos de dobras, falhas e zonas de cisalhamentos; Ortner (2007) faz

uma relação entre os Slumps e os processos tectônicos nos Alpes Austríacos; Sporli and

Rowland (2007) mostram, na Bacia de Waitemata, Nova Zelândia, que é possível aferir fases

de deformações no processo de evolução e superposição de estruturas formadas em Slump;

Blenkinsop (2008) faz uma análise de estruturas planares rúpteis relacionando-as aos seus

esforços geradores; Strachan (2008) mostra, na Bacia de Waitemata, Nova Zelândia, que o

processo de transformação de Slump em fluxo de detrito não é um processo linear como a

grande maioria dos autores afirma; Amorim (2008), Barbosa (2009) e Moreira (2010)

estudaram o arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com o intuito de entender o sentido

de fluxo do paleoslump e o campo de tensão associado a este tipo de fluxo de massa; Van

Loon (2009) fala sobre as estruturas sedimentares associadas a sedimentos inconsolidados, e

sobre a ocorrência, gênese e forças atuantes; Santos (2011) estuda o sentido do fluxo

gravitacional na praia de Bom Despacho, Bacia do Recôncavo; Alsop & Marco (2011, 2012)

estudaram a complexa geometria das dobras nos Slumps do Mar Morto, com o objetivo de

mostrar como o contraste reológico do material pode criar estruturas com padrões

geométricos bastante complexos.

28

Capítulo 3 – GEOLOGIA REGIONAL

Nesse capítulo será apresentada uma síntese da geologia regional do Sistema de Rifte

do Recôncavo-Tucano-Jatobá (RTJ), com destaque para Bacia do Recôncavo (BR),

enfatizando seus aspectos tectônico, estrutural e estratigráfico.

3.1 O Sistema de Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá (RTJ)

O processo de tafrogênese que criou o Oceano Atlântico Sul originou uma feição

ímpar no nordeste brasileiro, o sistema de rifte RTJ que tem área de 46.500Km2

(MAGNAVITA & CUPERTINO, 1987) e aflora no estado da Bahia, Sergipe e Pernambuco.

Essa feição foi interpretada como um aulacógeno, ou seja, um braço abortado de uma junção

tríplice, originada no estágio precoce da abertura do Oceano Atlântico Sul, durante a

fragmentação do mega continente Gondwana (Mesojurássico - Eocretáceo) (MILHOMEM et

al., 2003). O campo de tensão responsável pela formação do sistema de rifte RTJ atuou entre

os períodos Neojurássico (150 Ma) e Eocretáceo (145 Ma) (MILHOMEM et al., 2003 e

SILVA et al., 2007). O modelo mais atual para a formação e evolução do sistema de Rifte

Recôncavo-Tucano-Jatobá foi proposto por Magnavita (1992); o mesmo denominou de

rifteamento duplo, onde o primeiro evento distensional ocorreu na direção E-W e o segundo

evento distensional ocorreu na direção NW-SE.

Estruturalmente, o sistema de rifte RTJ assume uma geometria de meio-gráben. Na

proximidade do depocentro do sistema de rifte, temos a falha de borda (Falha de Salvador),

que estende-se de norte a sul, alternando entre o leste e oeste, com direção aproximadamente

N-S (compreende os sistema de rifte Recôncavo e Tucano), sofrendo forte inflexão para ENE-

WSW na sua terminação norte (rifte do Jatobá). Na margem diametralmente oposta à falha de

borda, temos a borda flexural, formada por falhas de pequeno rejeito (MAGNAVITA, 1992;

MAGNAVITA et al., 2005). As falhas da borda flexural apresentam mergulhos opostos ao

mergulho da falha mestra (falha de borda), devido à existência de falhas antitéticas. Todas

estas falhas normais estão segmentadas por falhas de transferência, que individualizam

compartimentos estruturais de tamanho e forma variados do Sistema de rifte Recôncavo e

Tucano (DESTRO et al., 2003).

29

O arcabouço estratigráfico do sistema de rifte RTJ foi, primeiro, formulado por Viana

et al. (1971). Posteriormente foram formuladas colunas estratigráficas independentedes para a

Bacia do Recôncavo (SILVA et al. 2007), Tucano Sul-Central e Tucano Norte-Jatobá,

(COSTA et al., 2007). A arquitetura estratigráfica é comumente dividida em três mega

sequências que se sucedem na historia evolutiva do rifte: pré-rifte ou cedo rifte, sin-rifte e

pós-rifte.

3.1.1 O Embasamento do RTJ

O embasamento do sistema de riftes RTJ é representado por rochas de duas províncias

tectônicas que compõem a Plataforma Sul-Americana: Província São Francisco e Borborema

(Fig.3.1). A Bacia do Recôncavo e as Sub-Bacias do Tucano Sul e Central estão localizadas

no nordeste da província São Fancisco, tendo como embasamento terrenos Arqueanos a

Paleoproterozóicos que compõem a porção centro-norte do Cinturão Bahia Oriental. Este

cinturão foi subdividido em dois ramos: Intracontinental e Costeiro. (DELGADO et al., 2003;

SILVA et al., 2005 apud KOSIN, 2009). A Sub-Bacia do Tucano Norte e a Bacia de Jatobá

têm como embasamento rochas Meso a Neoproterozóicas da Província Borborema (Fig.3.1).

I) Província São Francisco

Será feita uma descrição sucinta dessa província nos seus aspectos composicionais e

estruturais dos segmentos crustais.

I.1) Cinturão Bahia Oriental–Ramo Intracontinental

Esse cinturão é constituído pelos blocos Serrinha, Itabuna-Salvador-Curaçá e Jequié,

amalgamados e intensamente deformados no Paleoproterozóico, devido à evolução de um

orógeno colisional do tipo continente-continente (KOSIN, 2009).

O bloco Serrinha (Fig.3.1) constitui um segmento crustal de idade Mesoarqueana,

composto por ortognaisses migmatizados arqueanos, seqüências metavulcanossedimentares

metamorfisadas na fácies Xisto Verde (Greenstones Belts do Rio Itapicuru), intrudidas por

30

c

Figura 3.1 - Compartimentação tectônica do embasamento do sistema de Rifte Recôncaco-Tucano-Jatobá (Kosin, 2009).

31

corpos de granitos Paleoproterozóicos (BARBOSA et al., 2003), apresentando idades que

variam entre 3,1 e 2,8 Ga (BARBOSA & SABATÉ, 2003). A intensa deformação ocorrida no

Paleoproterozóico (Riaciano) devido à colisão do tipo Continente-Continente nucleou no

bloco Serrinha uma foliação que é subparalela às zonas de cisalhamento transpressivas,

orientadas segundo o trend NNW-SSE, e aos eixos das dobras com vergência para leste

(KOSIN, 2009).

O bloco Itabuna-Salvador-Curaçá na sua porção centro/setentrional está em contato

com a Bacia do Recôncavo, através da Falha de Maragojipe, que constitui a antiga sutura

Paleoproterozóica entre este bloco e o Ramo Costeiro do Cinturão Bahia Oriental (KOSIN,

2009). Composicionalmente é constituído por: (i) granodioritos gradando a adamelitos, com

tendência alcalina e subalcalina; (ii) granitos com afinidade alcalina; (iii) gnaisses de

composição diorito/granodiorito/granítica com filiação cálcio-alcalina e finalmente, (iv)

anfibolitos de composição grabróica de afinidade tholeiítica. O campo de tensão que causou o

metamorfismo na fácies granulito desse bloco estruturou um cinturão de cisalhamento

transpressivo que ocasionou imbricamento tectônico das unidades, formando trama

anastomosada, controlada por zonas de cisalhamento transcorrentes sinistrais orientadas NW-

SE a N-S, resultando em uma estrutura em forma de flor positiva (KOSIN, 2009).

I.2) Cinturão Bahia Oriental – Ramo Costeiro

O ramo costeiro do cinturão oriental baiano localiza-se na costa baiana e estende até o

estado de Sergipe. Sua origem está relacionada à colagem dos blocos Serrinha e Itabuna-

Curaçá com o Bloco Salvador-Ilhéus (SILVA et al., 2005; SILVA, 2006 apud KOSIN, 2009)

(Fig.3.1). É composto por: ortognaisses charnoenderbíticos a charnockíticos, com biotita e

hornblenda, migmatizados e fortemente foliados, com intercalações de rochas supracrustais

como gnaisses aluminosos (kinzigitos), rochas calcissilicáticas e quartzitos, além de rochas

metamáficas gabro-noríticos e biotita ortognaisses migmatizados (KOSIN, 2009). Silva

(2006) datou através do método (U-Pb SHRIMP) os ortognaisses e encontrou uma idade de

2.230 e 2.169 Ma. Estruturalmente o ramo costeiro é representado por zonas de cisalhamentos

com o trend predominantemente NE-SW. O bloco Salvador-Ilhéus é um prolongamento do

cinturão costeiro que foi definido a partir da correlação entre os ortognaisses granulíticos

arqueanos expostos nas cidades de Salvador e Ilhéus (Fig.3.1).

32

II) Província Borborema: Subprovíncia Meridional

A Província Borborema está compartimentada em três subprovíncias: Setentrional,

Zona Transversal e Meridional. A Subprovíncia Meridional é embasamento da sub-Bacia do

Tucano Norte e da Bacia de Jatobá.

II.1) Terreno Pernambuco-Alagoas

O terreno Pernambuco-Alagoas constitui o embasamento da Bacia Jatobá e da sub-

Bacia do Tucano Norte (Fig.3.1). É representado pelos complexos Belém do São Francisco,

constituído por ortognaisses migmatíticos; Cabrobó, constituído por rochas

metavulcanossedimentares; e pelos granitóides da suíte Chorrochó (KOSIN, 2009). Segundo a

autora, seu padrão estrutural é bastante complexo devido à superposição de estruturas dos

ciclos Cariris-Velhos (1.100-950Ma) e Brasiliano (600-500 Ma), sendo caracterizado por

zonas de cisalhamento compressionais NW-SE com vergência para oeste-sudoeste e NE-SW

com vergência para sul-sudeste, ao oeste e leste das Bacias, respectivamente.

II.2) Terreno Canindé-Marancó

O terreno Canindé-Marancó representa o embasamento da Bacia do Tucano Norte e é

constituído por Rochas Metavulcanossedimentares, separadas por uma estreita faixa de

ortognaisses migmatíticos (KOSIN, 2009). Segundo Medeiros (2004 apud KOSIN, 2009), os

representantes sedimentares são: metapelitos, metarenitos/quartzitos, metaconglomerados,

metarritmitos, metacarbonatos, metagrauvacas, rochas calcissilicáticas e formações ferríferas,

além de micaxistos e gnaisses. Enquanto que os representantes do vulcânicos são rochas

metamáficas/metaultramáficas (anfibolitos, serpentinitos e clorititos), além de metandesitos,

metadacitos e metarriolitos.

II.3) Faixa de Dobramentos Sergipana

O paleoambiente da Faixa Sergipana constitui uma Bacia de margem passiva de idade

Brasiliana, que foi seccionada pelo Rifte do Tucano Norte (KOSIN, 2009). Devido a suas

características litológicas e estruturais, pode ser dividido em dois domínios: Macururé, ao

norte e Vaza-Barris, ao sul.

Segundo Kosin (2009), o domínio Macururé é constituído na base por: quartzitos

com intercalações de xistos, em parte sillimaníticos, sobreposto por granada micaxistos,

metarritmitos, metagrauvacas e níveis de quartzitos, recobertos por metarritmitos finos e

33

clorita xistos. Segundo a mesma autora o domínio Vaza-Barris é constituído por: rochas

metassedimentares pelítico-carbonáticas de plataforma, que constituem os Grupos Miaba,

Simão Dias e Vaza-Barris.

O ciclo Brasiliano estruturou as rochas dessa Bacia em uma faixa de dobramentos que

as empurraram para sul, por sobre a Província São Francisco, com formação de zonas de

cisalhamento compressionais. O grau de metamorfismo aumenta de sul para norte, tendo o

domínio Vaza-Barris equilibrado na fácies xisto verde, enquanto que o domínio Macururé foi

equilibrado na fácies anfibolito (KOSIN, 2009).

3.2 A Bacia do Recôncavo

Localiza-se no Sul do sistema de Rifte (RTJ), ocupando uma área de

aproximadamente 11.500 km². Limita-se a norte e nordeste pelo Alto de Aporá, a sul pelo

sistema de falhas da Barra, a oeste pela Falha de Maragojipe e a leste pela Falha de Salvador

(MILHOMEM et al., 2003) (Fig.3.1).

Morfologicamente, se configura como meio-gráben assimétrico de orientação NE-SW,

cujo depocentro situa-se a leste (proximidades do sistema de falhas de Salvador), conforme

pode ser observado na seção geológica (Fig.3.2); é resultado da evolução tectônica estrutural

de um rifte continental formado em um embasamento com heterogeneidades que datam do

pré-cambriano. Sobre esse embasamento atuaram campos de esforços extensivos que

propiciaram a gênese da Bacia do Recôncavo (MILHOMEM et al., 2003).

Figura 3.2 - Seção geológica esquemática do compartimento sul da Bacia do Recôncavo

(MILHOMEM et al., 2003).

34

3.2.1 Modelo Tectônico Sedimentar

Os primeiros modelos de evolução tectono-estratigráfica de um rifte datam das

décadas de 80/90 (LEEDER & GAWTHORPE et al., 1994; SCHOLZ et al. apud BORN et

al., 2007). Os autores supracitados demonstram que os processos tectônicos são

controladores, na entrada e dispersão de sedimentos, assim como na disposição espacial dos

ambientes sedimentares e suas arquiteturas estratigráficas características. Em outras palavras,

os modelos tentam vincular a distribuição temporal e espacial dos ambientes sedimentares

com as atividades das falhas na evolução do rifte.

A evolução da Bacia do Recôncavo está relacionada com a abertura do Atlântico Sul,

iniciada no final do Jurássico e prolongando-se até o início do Cretáceo (MAGNAVITA,

1992). Inúmeros modelos dinâmicos estruturais foram propostos para explicar a evolução

tectônica desse rifte tais como o modelo da microplaca com desenvolvimento de zonas de

transferência (SZATMARI et al., 1985; MILANI & DAVISON, 1988), o modelo do

megacisalhamento (COHEN, 1985), o modelo do descolamento, em que a extensão da crosta

é acomodada através de uma zona de descolamento intracrustal (USSAMI et al., 1986), o

modelo do descolamento duplo (CASTRO JR., 1987), e o modelo do rifteamento duplo

(MAGNAVITA, 1992). Entretanto não existe um modelo que integre dados tectônicos,

estruturais e estratigráficos com o objetivo de vislumbrar de maneira mais realista a evolução

tectônica e estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Caixeta et al. (1994), propõem uma coluna

estratigráfica para Bacia do Recôncavo (Fig.3.3), onde o registro estratigráfico sugere que

existiu uma fase pré-rifte representada por ciclos fluvio-eólicos aos quais se intercalam

sistemas lacustres transgressivos; a fase rifte é caracterizada por um estágio inicial de lago

profundo, progressivamente assoreado por material conglomerático dos fan-deltas das falhas

de bordas em estágios mais avançados da fase rifte. É nessa fase que se formam os folhelhos

ricos em matéria orgânica, geradores de hidrocarbonetos. Completando a sequência, aparece a

fase pós-rifte com arquitetura estratigráfica de ambiente de leques aluviais.

I) Supersequência Paleozóica

Os sedimentos paleozóicos, depositados a cerca de 300 Ma, sob condições de bacia

intracontinental, na Bacia do Recôncavo, são representados pela Formação Afligidos, do

Permiano (MILHOMEM et. al., 2003). Esta formação está subdividida no Membro Pedrão

35

(inferior), constituído por arenitos intercalados por finas camadas de lamitos e ainda por

pelitos e evaporitos na sua parte superior; e Membro Cazumba (superior), composto por

folhelhos vermelhos com níveis sílticos.

A sedimentação no Paleozóico apresenta uma tendência geral regressiva, na qual uma

sedimentação marinha rasa grada para sistemas lacustres passando por bacias evaporíticas

(SILVA et al., 2007). Assim, os sedimentos basais (Mb. Pedrão) correspondem à depósitos

marinhos restritos, enquanto os sedimentos do topo (Mb. Cazumba) constituem um ambiente

lacustre (CAIXETA et al.,1994).

II) Estratigrafia do Mesozóico

i) Supersequência Pré-Rifte ou C-do-Rifte

A deposição desta sequência ocorreu devido à flexura crustal decorrente de esforços

extensivos que originou a Bacia do Recôncavo no Eocretáceo. Abrange do Andar Dom João

ao Andar Rio da Serra Inferior (Tithoniano ao Eoberriano). Esta fase é representada, da base

para o topo, pelas Formações Aliança, Sergi, Itaparica e Água Grande (Fig.3.4).

A Formação Aliança está sobreposta à Formação Afligidos, subdividindo-se nos

Membros Boipeba e Capianga. Esta formação consiste de arenitos avermelhados que variam

de finos a conglomeráticos; o Membro Capianga, é formado por folhelhos vermelhos com

raras intercalações de arenitos finos. O Membro Boipeba representa depósitos de um sistema

fluvial entrelaçado com retrabalhamento eólico, enquanto os sedimentos do Membro

Capianga foram depositados em ambiente lacustre.

36

Figura 3.3 - Coluna estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Caixeta et. al. (1994).

37

A Formação Sergi, sobreposta à Formação Aliança, é composta por arenitos finos a

conglomeráticos, com intercalações de folhelhos vermelhos a cinza esverdeados, tendo sido

depositados por sistemas fluviais entrelaçados com posterior retrabalhamento eólico

(ALMEIDA, 2004).

O paleoambiente das Formações Aliança e Sergi, constituiu-se amplo sistema fluvio-

eólico desenvolvido provavelmente durante o Neojurássico, sob clima árido e em fase inicial

de flexuramento crustal (MILHOMEM et al., 2003), sendo esses depósitos representantes do

Grupo Brotas.

A Formação Itaparica, sobreposta concordantemente à Formação Sergi, é

caracterizada por folhelhos e siltitos com raras intercalações de arenitos finos que foram

depositados em ambiente lacustre com pequenas incursões fluviais (ALMEIDA, 2004).

A Formação Água Grande está sobreposta à Formação Itaparica e constitui a porção

basal do Grupo Santo Amaro. É composta por arenitos finos a grossos, depositados por

sistemas fluviais com retrabalhamento eólico, segundo Caixeta et al. (1994).

ii) Supersequência Rifte

O limite entre as sequências pré-rifte e rifte é alvo de muita controvérsia por diversos

autores devido à interpretação e uso incorreto do termo Pré-rifte. Esse fato possibilitou a

formulação de varias colunas estratigráficas para a Bacia do Recôncavo, o que torna a criação

de um modelo tectono-estratigrafico unificado bastante divergente. Partindo do conceito

Figura 3.4 - Paleogeografia das Sequências Sinéclises e Pré-Rifte da Bacia do Recôncavo. Observar

discordância entre as sequências (MEDEIROS & PONTE, 1981 apud MAGNAVITA et al., 2005).

38

formulado por Prosser (1993) apud Wiederkehr, (2010) sobre a Pre-rifte Strata,

(WIEDERKEHR, 2010), chega-se à conclusão que as características estratigráficas das

Formações Itaparica e Água Grande permitem colocá-las estratigraficamente como

pertencentes à base da fase rifte, entretanto seguiremos a carta formulada por Caixeta et al.

(1994), que considera essas formações como pertencente ao topo da fase Pré-rifte.

Segundo Caixeta et al., (1994) a fase rifte tem início há aproximadamente 130Ma

(Berriasino) e abrange do Andar Rio da Serra Inferior ao Andar Jiquiá (Berriasiano Inferior ao

Aptiano Inferior). Esta fase é representada pelas Formações Itaparica, Água grande, Candeias,

Maracangalha, Salvador, Marfim, Pojuca, Taquipe e São Sebastião.

Durante a fase sin-rifte, a Bacia do Recôncavo foi preenchida por dois sistemas

progradantes (MAGNAVITA et al., 2005). De acordo com estes autores, o principal deles foi

um sistema flúvio-deltáico-lacustre (longitudinal a oblíquo) proveniente da Bacia do Tucano,

que depositou folhelhos pró deltáicos e arenitos turbidíticos; o secundário transversal à bacia,

consistiu em leques conglomeráticos derivados da erosão do bloco alto da falha de borda

(Fig.3.5).

A Formação Candeias está sobreposta a Formação Água Grande, subdividindo-se no

Membro Tauá, constituído de folhelhos cinza-escuros (ricos em matéria orgânica); e no

Membro Gomo, formado por folhelhos cinza-esverdeados, intercalados a biocalcarenitos,

calcilutitos e arenitos turbidíticos (ALMEIDA, 2004). O Membro Gomo está inserido num

sistema lacustre profundo.

A Formação Maracangalha, integrante do Grupo Ilhas, passa gradativamente no topo

para as Formações Marfim e Pojuca, através de contatos interdigitados ou concordantes. Seu

contato basal se faz discordantemente sobre as rochas sedimentares da Formação Candeias.

Esta foi depositada devido ao progressivo assoreamento dos depocentros e paleobatimetrias

relativamente elevadas. A Formação Maracangalha é predominantemente composta por

folhelhos acinzentados, acomodando um grande volume de depósitos relacionados a fluxos

gravitacionais (Membros Caruaçu e Pitanga).

O Membro Caruaçu é constituído por camadas lenticulares de arenito fino e médio;

enquanto que, o Membro Pitanga é constituído por arenito muito fino, lamoso e maciço

(CAIXETA et al., 1994).

A Formação Salvador, constituída por intercalações de níveis de conglomerados,

arenitos e lamitos (ARAÚJO, 2008), foi originada por leques conglomeráticos sintectônicos

devido à reativação do sistema de falhas de Salvador (MAGNAVITA & SILVA, 1995). As

Formações Candeias e Salvador constituem o Grupo Santo Amaro.

39

A Formação Marfim, constituída por arenitos finos a médios intercalados a camadas

de folhelhos cinza-esverdeados (ALMEIDA, 2004), tem sua origem relacionada à

ressedimentação das fácies deltáicas progradantes na bacia, sob condições de relativa

quiescência tectônica (MILHOMEM et al., 2003).

A Formação Pojuca é constituída por arenitos finos a médios e folhelhos cinza, siltitos

e biocalcarenitos ostracoidais (ALMEIDA, 2004), cuja origem está relacionada à um

ambiente flúvio-deltáico (CAIXETA et al.,1994).

A Formação Taquipe, caracteriza-se por folhelhos, siltitos, arenitos e,

subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracoidais, depositados, sobretudo

como resultado de fluxos de detritos e correntes de turbidez (MILHOMEM et al., 2003).

Segundo estes autores, estes fluxos teriam ocorrido a partir da desestabilização da fácies da

frente deltáica da Formação Pojuca e, eventualmente, da remobilização de sedimentos mais

antigos, pertencentes às Formações Marfim e Maracangalha. Essa contribuição do

retrabalhamento ocorre devido ao progressivo recuo para sul dos sítios deposicionais das

formações retrabalhadas. Esse recuo do nível de base possibilitou a formação do Canyon do

Taquipe (Fig.3.6)

As Formações Marfim, Pojuca e Taquipe constituem o Grupo Ilhas. A fase final de

assoreamento da bacia é representada pelo avanço do sistema flúvio-deltaico da Formação

São Sebastião, há aproximadamente 125 Ma. Esta formação é caracterizada por intercalações

Figura 3.5 - Paleogeografia da Seqûencia Rifte na Bacia do Recôncavo. Observar processos de

argilocinese na Fm. Maracangalha e as camadas arenosas dos membros Pitanga e Caruaçu.

Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et. al. (2005).

40

de arenitos amarelo-avermelhados intercalados com siltitos e folhelhos (ALMEIDA, 2004). A

Formação São Sebastião compõe o Grupo Massacará.

iii) Supersequência Pós-Rifte

Abrange o Andar Alagoas (Aptiano ao Albiano Inferior), sendo representada pela

Formação Marizal. A discordância na base da Formação Marizal correlaciona-se com a

discordância de ruptura continental que comumente precede a fase de deriva continental

(MILHOMEM et al., 2003). A Formação Marizal é constituída por arenitos, conglomerados e

ocasionalmente por folhelhos e calcários (ALMEIDA, 2004). São depósitos de leques aluviais

com pequenos lagos restritos associados.

III) Estratigrafia do Cenozóico

Durante o Cenozóico (a partir de 60 Ma), foi gerada a Formação Sabiá, composta por

folhelhos com intercalações de arenitos e lentes de calcário (PETRI, 1972 apud CAIXETA et

al., 1994), e o grupo terciário Barreiras, compreendido por depósitos sedimentares arenosos

grossos a conglomeráticos com intercalações de lamitos, correspondendo a depósitos de

leques aluviais (BIGARELA, 1975 apud CAIXETA et al., 1994).

Figura 3.6 - Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe (Figueiredo et al., 1994).

41

3.2.2 Arcabouço Estrutural

A instalação da Bacia do Recôncavo é fortemente controlada pelas estruturas

preexistente no seu embasamento (MAGNAVITA, 1992). O ramo costeiro do Cinturão Bahia

Oriental estruturou a Bacia do Recôncavo segundo o trend NE-SW, mais precisamente

N030°, balizada pelas falhas de Maragojipe (a noroeste) e de Salvador (a sudeste). Estas

falhas são resultantes da reativação de zonas de cisalhamento profundas que representam as

suturas paleoproterozoicas entre este ramo do cinturão e os blocos Itabuna-Curaçá e Salvador-

Ilhéus, respectivamente (Fig. 3.1). Outra feição herdada do embasamento é o Alto de Aporá,

que separa as Bacias do Recôncavo e de Tucano. Este alto possui forte estruturação NE-SW e

representa o limite sudeste do Bloco Serrinha com o Ramo Costeiro do Cinturão Bahia

Oriental (KOSIN, 2009).

Estruturalmente, a Bacia do Recôncavo é caracterizada por falhas com direção N030°

e mergulho para SE, em direção ao depocentro da Bacia (MILHOMEN et al.,2003). Segundo

OLIVEIRA et al. (2012), essas falhas normais foram reativadas através de uma

movimentação transcorrente em direção ao depocentro da Bacia do Recôncavo (Fig.3.7).

Magnavita (1992) e Destro et al. (2003) definem o arcabouço estrutural da Bacia do

Recôncavo como sendo marcado por falhas longitudinais sintéticas e antitéticas, que estão

associadas com estruturas transversais de grande relevância na acumulação de petróleo. Esse

padrão estrutural possibilita subdividir a Bacia do Recôncavo em três compartimentos

limitados por falhas de transferências com direção NW-SE, que funcionam como zonas de

acomodação denominadas de Mata-Catu e Itanagra-Araçás (MILANI, 1987; MILANI &

DAVISON, 1988; MAGNAVITA et al., 2005; CUPERTINO & BUENO, 2005). Esta

subdivisão pode ser visualizada no Mapa tectônico simplificado da Bacia do Recôncavo com

as principais estruturas rúpteis associadas (Fig. 3.8).

Figura 3.7 - Blocos diagrama: A) ilustração da primeira fase de quebramento ortorrômbico

com (σ1> σ2 = σ3) e estrias dip slip; B) ilustração da segunda fase, na qual ocorre a acomodação

dos blocos falhados e movimentação dos mesmos no sentido dos depocentros da BR,

formando estrias que variam de obliquas a strike slip (OLIVEIRA et al., 2012).

A) B)

42

As estruturas rúpteis que constituem a porção sul da Bacia do Recôncavo são

fundamentais na arquitetura estratigráfica, bem como no controle de fluxos gravitacionais,

pois o campo de tensão formador dessas estruturas pode atuar como start desses fluxos

gravitacionais.

A seguir será feita uma descrição das principais falhas da Bacia do Recôncavo:

(I) Sistema de Falhas de Salvador: Localiza-se na porção leste da Bacia,

constituindo a borda falhada da Bacia, e orienta-se segundo a direção N30°. Sempre foi

interpretada como uma falha normal, porem Abrahão Filho et al. (2009) determinaram que

sua cinemática além de normal, possui importante componente dextral;

(II) Falha de Maragogipe: Localiza-se na borda oeste da bacia, que constitui a borda

flexural. Possui orientação principal com direção N010°. Esta falha é produto da reativação de

Figura 3.8 – Mapa do Arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo

com os compartimentos Sul (S), Central (C) e Nordeste (N).

Modificado de Petrobrás (1993) apud Santos et al. (2005).

43

zonas de cisalhamento profundas que representam antigas suturas da orogenia

paleoproterozoicas (Riaciana) (KOSIN, 2009).

(III) Falha de Mata-Catu: Localiza-se na porção central da Bacia do Recôncavo,

com orientação N150°. Encontra-se em contato abrupto com o alto de Aporá, e difuso com a

Falha de Salvador, possuindo cinemática tanto transpressional como trantensional

(MAGNAVITA, 1996). Destro et al. (2003) sugerem que a estrutura em questão representa

uma falha de alívio (release fault) cuja história de geração está associada com a variação do

rejeito ao longo da Falha de Salvador.

(IV) Falha de Itanagra-Araçás: Localiza-se na porção nordeste da bacia, limitando

os compartimentos Nordeste e Central. Está orientada com direção N150°. No seu limite

sudeste, apresenta terminação contra a Falha de Salvador, deslocando-a com cinemática

sinistral por cerca de três quilômetros (MILANI & DAVISON, 1988).

(V) Falha da Barra: Localiza-se na porção sul da Bacia do Recôncavo e separa a

Bacia do Recôncavo da Bacia de Camamu. Segundo Netto & Ragagnin (1990) possui uma

forma elíptica, cuja cinemática varia ao longo de sua história evolutiva.

(VI) Alto de Aporá: Constitui uma feição herdada do embasamento que separa a

Bacia do Recôncavo da Bacia do Tucano. Encontra-se bordejado a leste pela Falha de

Inhambupe e a oeste pela Falha do Tombador. Este alto possui forte estruturação NE-SW e

representa o limite sudeste do Bloco Serrinha com os sedimentos da Bacia do Recôncavo

(KOSIN, 2009).

44

Capítulo 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA

4.1 Tipos de Fluxos Gravitacionais

Os fluxos gravitacionais (sediment gravity flows) são fluxos de natureza subaérea ou

subaquosa, com viscosidade elevada, devido à grande concentração de sedimentos no fluido.

A gravidade exerce o papel de força motora, atuando diretamente sobre as partículas

(VESELY, 2007 apud BARBOSA, 2009). Os fluxos gravitacionais podem ser agrupados em

duas categorias, os Fluxos Gravitacionais de Massas (FGM) e os Fluxos Gravitacionais de

Sedimentos (FGS). De acordo com Ávila & Paim (2003), os Fluxos Gravitacionais de Massa

(FGM) diferenciam-se dos Fluxos Gravitacionais de Sedimentos (FGS), uma vez que no FGS

há perda total da organização interna (fábrica) dos sedimentos, enquanto no FGM há um

menor grau de deformação interna. Os dois principais representantes dos FGM, são os slides e

os slumps, sendo o grau de deformação interna para o primeiro, muito baixa, e para o

segundo, intermediária.

Giannini & Riccomini (2000) apud Barbosa (2009) apresentam três características

geológicas semelhantes entre os fluxos gravitacionais: i) associação preferencial a declives; ii)

a formação de depósitos na base destes declives com a morfologia de lóbulos e/ou leques; iii)

o caráter episódico (dissipação de grande quantidade de energia e deslocamento de grande

massa de sedimentos em tempo muito reduzido, de segundos a poucas horas), o que pode ser

resultado de eventos sísmicos devido à reativação de grandes falhamentos, às mudanças nos

depocentros da bacia e à chegada de grande quantidade de sedimento ou pelas vastas

combinações possíveis entre estes fatores (RAJA GABAGLIA, 1991; MILANI & DAVISON,

1988).

Stow et al. (1996) faz uma revisão dos processos e depósitos de ressedimentação,

compreendendo uma suíte complexa, um contínuo, desde os deslizamentos subaquosos até as

correntes de turbidez de baixa densidade. Segundo esse autor com exceção das avalanches,

deslizamentos e escorregamento, todos os processos podem ser classificados como

movimentos de sedimentos subaquosos. Portanto, segundo esse autor os FGS podem ser

subdivididos em: (I) Corrente de Turbidez; (II) Fluxo Fluidizado (liquefação, fluidização);

(III) Fluxo granular e; (IV) Fluxo de detritos (Quadro 4.1).

45

Quadro 4.1 Classificação dos fluxos gravitacionais de sedimentos em termos de mecanismos de suporte de

grãos. Stow et al. (1996 in ÁVILA & PAIM, 2003).

De acordo com Giannini & Riccomini (2000), os principais processos sedimentares

associados aos fluxos gravitacionais são: (a) queda de rochas (rock fall); (b) deslizamentos

(slide flow); (c) escorregamentos (slump flow) - foco principal do presente trabalho; (d) fluxo

granular (grain flow); (e) fluxo de detritos (debris flow); (f) liquefação (liquefaction); (g)

fluidização (fluidization); e por fim; (h) correntes de turbidez (turbidity currents). Seus

comportamentos reológicos e mecânicos em função do declive estão resumidos abaixo, no

Quadro 4.2.

MECANISMOS DE SUPORTE MODO DE TRANSPORTE DOS GRÃOS

Correntes de turbidez Movimento ascendente da turbulência do fluido

Fluxo fluidizado Movimento ascendente de um fluido que escapa

entre os grãos quando estes assentam por gravidade

Fluxo granular Interação direta grão a grão (colisões)

Fluxo de detritos Grãos maiores suportados pela coesão da matriz

Quadro 4.2 - Principais tipos de fluxos gravitacionais e suas características quanto ao regime reológico,

mecanismos de interação grãos/fluídos, declive mínimo e depósito. Modificado de Giannini & Riccomini (2000).

46

4.1.1 Fluxo Gravitacional de Massa (FGM)

Com exceção das avalanches, são representados pelos fluxos gravitacionais

denominados de deslizamento (Slide) e escorregamento (Slump), que diferenciam-se pelo grau

de desorganização interna, sendo baixa para o slide e intermediária para o slump.

I) Deslizamento (Slide)

Constitui um tipo de fluxo gravitacional de massa que envolve grandes blocos de

sedimentos litificados ou parcialmente litificados. Esses blocos movimentam-se

separadamente ou em conjunto, com um grau de deformação interna muito baixo, pois toda a

deformação está concentrada numa estreita zona de cisalhamento (descolamento), situada na

base do corpo (Fig.4.1). O tamanho e o deslocamento dos blocos podem variar bastante.

Dentro de um bloco de deslizamento, a porção proximal pode sofrer extensão, levando a

formação de falhas lístricas, enquanto na porção distal, pode ocorrer compressão e

cavalgamentos (STOW et al., 1996) (Fig.4.1).

Figura 4.1 - Representação esquemática de um corpo de deslizamento (slide). Observar as zonas


(1996).

47

II) Escorregamento (Slump)

Constitui-se um tipo de fluxo gravitacional de massa com um grau de deformação

interna mais elevado se comparado aos slides, porém, apresenta feições também presentes nos

slides. Devido à complexidade e heterogeneidade de seu comportamento mecânico, apresenta

uma grande variedade de estilos deformacionais, contendo estruturas dúcteis, rúpteis, de

injeção. Nesse caso, a deformação não está mais concentrada na zona de cisalhamento

(descolamento), mas estende-se por todo o corpo que desliza. Como consequência, as

estruturas encontradas nas porções proximais são de natureza extensiva rúptil, representada

por falhas lístricas, ao passo que, nas porções distais, predominam as estruturas de natureza

compressional, que variam de dúctil a dúctil-rúpitl, como dobras e cavalgamentos (STOW et

al., 1996; D’ÁVILA et al., 2008) (Fig. 4.2).

Figura 4.2 - Representação esquemática de um corpo de escorregamento (slump). Observar as

zonas extensionais (porção proximal) e as zonas compressionais (porção distal). Modificado de

Stow et al. (1996).

48

Como o deslizamento envolve uma deformação plástica, sustentada por uma zona de

cisalhamento basal (descolamento), o corpo irá parar quando a tensão cisalhante for menor

que o valor crítico, ou seja, quando a força de atrito entre os estratos superar a tensão

cisalhante. Caso essa interrupção do movimento não ocorra em todo o corpo, algumas porções

poderão continuar a se mover, enquanto em outras o movimento já cessou, acrescentando

maior complexidade ainda ao padrão de deformação interna. Para Strachan (2008), é provável

que uma das principais conseqüências dos slumps seja atuar como disparadores de outros

fluxos gravitacionais, através do incremento de velocidade, diluição e transformação de fluxo,

já que este pode ocorrer em taludes com gradientes muitos baixos, especialmente onde as

taxas de sedimentação de sedimentos finos forem altas.

De acordo com D’Ávila et al. (2008), os depósitos de slumps ocorrem em um amplo

espectro de escalas, com os maiores atingindo centenas de quilômetros quadrados, podendo

variar desde poucos centímetros de espessura à centenas de metros.

4.1.2 Fluxo Gravitacional de Sedimentos (FGS)

Segundo D’Ávila et al. (2008), fluxos gravitacionais de sedimentos (sediment gravity

flows) são resultado de uma mistura de sedimentos e fluido que deslocam-se declive abaixo

devido à ação da gravidade e ao contraste de densidade entre o fluxo e o meio. Stow et al.

(1996) subdividiu os fluxos gravitacionais em:

I) Fluxo de Grão (Grains Flow)

O fluxo de grão é constituído essencialmente por areia e conglomerado, e o processo

pelo qual esse fluxo se movimenta é de natureza gravitacional, no qual os grãos são mantidos

em suspensão devido ao atrito intergranular, ocorrendo o efeito da pressão dispersiva

(D’ÁVILA et al., 2008). Com a diminuição do gradiente gravitacional, devido à diminuição

do declive local, ocorre consequentemente a deposição dos sedimentos, devido ao

congelamento friccional (MOREIRA, 2008). A principal característica deposicional desse

fluxo é a gradação inversa, causada pelo peneiramento cinético (queda dos grãos menores

entre os maiores).

49

II) Fluxo de detrito (Debris flow)

Segundo Lawe (1979 apud Moreira, 2010), os fluxos de detritos são fluxos de alta

densidade e saturados em água, devido a grande quantidade de argila e silte que este

comporta. Esse fluxo deposita-se por congelamento coesivo, quando a tensão cisalhante cai

abaixo da resistência da matriz. Essa deposição dá origem a um depósito mal selecionado,

normalmente maciço, onde os clastos maiores são sustentados pela força coesiva da matriz,

boiância ou pela colisão intergranular.

A deformação interna desse fluxo é função da viscosidade e velocidade do mesmo.

Segundo o autor supracitado, em condições de elevada viscosidade, é impossível nuclear

estruturas sedimentares trativas tais como estratificação cruzada e ripples. Quando presentes

no topo do depósito, tais estruturas são resultantes do retrabalhamento por fluxos aéreos,

hidrodinâmicos ou por correntes de turbidez.

III) Liquefação (Liquefacion)

De acordo com Lowe (1975 in STOW et al.,1996), a liquefação ocorre quando o

empacotamento sedimentar torna-se instável ou metaestável devido à perda repentina da

resistência ao cisalhamento associada com o colapso das estruturas internas causado por um

aumento da pressão dos poros. Esse aumento da pressão ocorre devido à busca por um novo

estado de equilíbrio (empacotamento dos grãos uns mais próximos dos outros), que cria um

excesso de fluidos nos poros e, até que os fluidos consigam escapar, a fricção intergranular é

anulada devido a esse excesso. Nesse intervalo de tempo, a mistura de sedimentos mais água,

comporta-se reologicamente como um fluido. Segundo o autor supracitado, o conteúdo de

argila e filossilicato contido nos sedimentos vai determinar o tempo do escape do fluido.

Quando o sedimento arenoso é bem selecionado o tempo de liquefação é curto, tornando a

destruição das estruturas primária parcial; entretanto se esse sedimento contiver um alto teor

de argila, o tempo da liquefação é mais longo, causando destruição total das estruturas pré-

existentes, levando à total homogeneização do corpo sedimentar.

Para formar estruturas pelo processo de liquefação é necessário que o escape seja

vertical e localizado, com velocidade suficiente. As principais estruturas resultantes são:

vulcões de areia, além de estruturas como diques de areia, estruturas em prato (dishes),

laminações convolutas, que podem estar associadas tanto aos slumps, quanto a outros

movimentos de massa (MOREIRA, 2010).

50

IV) Fuidização (Fluidization)

Lowe (1982) classificou esse processo como resultante da ação dos fluidos (gás, água),

que causa a perda total da coesão estática intergranular, tornando os grãos totalmente

suportados pelos fluidos. Quando esses fluidos são forçados verticalmente em direção à

superfície, causam uma expansão das camadas e o aumento da porosidade. Com isso, a

fábrica deixa de ser suportada por grãos, e passa a ser suportada por fluidos. Se esta descarga

de fluidos continuar, a força do fluido irá exceder a força da gravidade, causando dispersão

dos sedimentos e tornando-os totalmente suspensos.

Nichols (1995) descreve geometrias bastante peculiares em arenitos Terciários no Mar

do Norte. Essas geometrias eram as expressões de estruturas na forma de lençóis, diques,

soleiras e domos.

V) Corrente de Turbidez (Turbidity Currents)

São os fluxos subaquosos com a maior eficiência de transporte de areias para locais de

água profunda. O principal processo de transporte das partículas é via turbulência do fluido.

Conceitualmente é definido como um fluxo gravitacional bipartido, com uma camada basal

granular, que flui devido à sobrepressão de poros e às condições inerciais, e uma camada

superior mais diluída e turbulenta, que eventualmente retrabalha e ultrapassa o depósito final

da camada basal (D’ÁVILA & PAIM, 2003; D’ÁVILA et al., 2008) (Fig. 4.3).

Figura 4.3 - Experimento mostrando uma corrente de turbidez bipartida em uma camada basal

densa e laminar e uma camada superior turbulenta. Os clastos se movimentam uns em relação aos

outros na interface das duas camadas, onde o fluxo possui alta velocidade (POSTMA et al., 1988

apud D’ÁVILA et al., 2008).

51

Segundo os autores supracitados, o mecanismo disparador desse fluxo é diversificado,

compreendendo desde eventos de curta duração (ondas de tempestade, choques induzidos por

terremotos, falhamentos de sedimentos devido a taludes muito íngremes), até eventos mais

demorados, tal como grandes cheias fluviais, sendo esse último o responsável pelos fluxos

hiperpicnais. Os turbiditos gerados por correntes de turbidez súbitas diferenciam-se dos

gerados por fluxos hiperpicnais na associação de fácies, pois refletem tipos variados de fluxo

e muitas vezes são depositados em contextos paleogeográficos distintos (VESELY, 2007

apud MOREIRA, 2010).

As correntes de turbidez não são selecionadoras, transportam grãos de diversos

tamanhos, entretanto a presença do fácies argiloso é de extrema importância para a

manutenção do fluxo pois reduz o atrito na camada basal, permitindo o transporte dos

sedimentos a distâncias maiores. Com a perda da fração fina, começa a haver atrito entre o

fluxo e a camada basal, além de proporcionar o atrito entre os grãos maiores, devido à perda

da lubrificação, consequentemente há desaceleração do fluxo e deposição da fração areno-

cascalhosa. Existem outros fatores que também imprimem uma desaceleração do fluxo, tal

como: diminuição da declividade, desconfinamento do fluxo ao sair dos cânions submarinos e

atingir regiões mais amplas no sopé do talude (D’ÁVILA & PAIM, 2003).

Lowe (1982) apud D’Ávila et al. (2008) dividiu as correntes de turbidez em duas

classes, em função do diferentes tamanhos dos grãos: (I) Corrente de turbidez de alta

densidade e (II) Corrente de turbidez de baixa densidade. As correntes de turbidez iniciam-se

com alta densidade evoluindo para baixa densidade mergulho abaixo (porção distal). Essa

variação também ocorre verticalmente, onde na porção proximal e mediana, próximo a base

encontram-se fluxos de alta densidade e próxima ao topo os de baixa densidade.

De acordo com D’Ávila et al. (2008), a corrente de turbidez de alta densidade é

composta por grãos de todos os tamanhos os quais se depositam com a desaceleração e

sucessivas reduções da densidade da corrente. A deposição inicia-se com os grãos maiores e

finaliza com os grãos menores, tanto na direção do mergulho do talude, como radialmente.

De acordo com os autores supracitados, as correntes de turbidez de baixa densidade

são constituídas essencialmente por sedimentos que vão do tamanho argila até areia média, os

quais podem ser suspensos como grãos individuais pela turbulência do fluxo,

independentemente da concentração. A deposição dessa classe de fluxo ocorre primeiramente

com as areias depositadas sob tração e posteriormente com o silte e a argila com feições de

tração e decantação. Após a finalização da corrente, ocorre a deposição dos sedimentos

hemipelágicos e pelágicos oriundos da carga muito fina em suspensão.

52

Arnold Bouma, em 1962, estudando os turbiditos da França, propôs uma sucessão

normal de estruturas sedimentares numa camada ideal de turbiditos gradados, o que seria

denominado a Seqüência de Bouma (PAIM et al., 2003) (Fig 4.4). A sucessão vertical

proposta por Bouma, quando completa, é constituída por uma porção basal maciça (TA),

passando para arenitos com laminações paralelas (TB), depois arenitos com ripples (TC),

hemipelagitos associados aos turbiditos (TD) e, por fim, sedimentos pelágicos de bacia (TE)

depositados com a cessação das correntes de turbidez. Posteriormente, foi mostrado que a

seqüência de Bouma não era exclusiva do sistema turbidítico, sendo comum em sistemas

deposicionais fluviais e deltaicos (PAIM et al., 2003). Mutti (1992) indicou que esta

seqüência de Bouma é restrita aos “Turbiditos Clássicos” ou TBT’s (Thin Bedded Turbidites),

ou seja, turbiditos originados por correntes de turbidez de baixa densidade.

Mutti (1999) propõe uma divisão de oito fácies (F2 a F9) que constituiriam o

arcabouço turbidítico. Sua divisão foi baseada em quatro populações de tamanho de grãos

(Fig. 4.5). A diminuição de densidade é progressiva a partir da fácies F2 até a F9. Esta

classificação pode ser subdividida em três grupos: i) fácies muito grossas, constituída por

matacões e seixos (F2 e F3); ii) Fácies grossas (seixos pequenos e areia grossa) (F4, F5 e F6) ;

Figura 4.4 - Sequência de Bouma completa e os seus mecanismos de

deposição inferidos para os intervalos TA (corrente de turbidez de alta

densidade) e TB-E (corrente de turbidez de baixa densidade

desacelerante). Modificado de Posamentier & Walker (2006).

53

e iii) fácies de grãos finos (areia média e lama) (F7,F8 e F9). Na classificação de Mutti

(1992), a seqüência de Bouma está representada nas fácies de grãos finos (F8 e F9).

4.2 Modelo de transformação de Fluxos Gravitacionais

Os processos pelos quais os Fluxos Gravitacionais de Massa (FGM) se transformam

em Fluxos Gravitacionais de Sedimentos (FGS) estão associados à fenômenos

sedimentológicos. Middleton & Hampton (1973) apud Ávila & Paim (2003) propuseram um

modelo que ilustra as principais características dos depósitos oriundos dos FGM e dos FGS.

No modelo do autor supracitado, é possível, a partir de um depósito protólito, originar um

FGM, que posteriormente vai evoluir para um determinado tipo de FGS, de forma linear e

contínua, à medida que o fluxo desce talude abaixo (Fig. 4.6). Estudos recentes mostram que

essa transformação não ocorre por processos simples, e que um dos parâmetros mais

importantes no controle da transformação é a densidade do fluxo, que pode variar

rapidamente. Segundo Strachan (2008), a interpretação dos processos pelos quais um FGM

transforma-se em um FGS é pobremente conhecido, sendo a distinção destes feita meramente

por definições. Até o presente, existem dois modelos que tentam mostrar quais processos

atuam na transformação dos FGM em FGS: (I) Desagregação de fluxo ou (break-up of the

flow) (SCHWARZ, 1982; LOPEZ GAMUNDI, 1993; PIPER et al., 1999; LOWE & GUY,

2000; MOHRIG & MARR, 2003 apud STRACHAN, 2008); e (II) Cisalhamento induzido,

causando mistura e diluição do fluxo (shear-induced mixing and dilution of the flow),

Figura 4.5 - Arcabouço genético de fácies turbiditicas. Modificado de Mutti (1999).

54

(MORGENSTERN, 1967; VAN DER KNAPP & EIJPE, 1968; DASGUPTA, 2003 apud

STRACHAN, 2008). Existem especulações a respeito da eficiência desses processos,

principalmente a partir de estudos físicos e modelos numéricos (STRACHAN, 2008).

Strachan (2008) propõe um modelo de transformação de FGM em FGS, em que o

fluxo se incia com um slump no tempo T1 e cessa o movimento no tempo T5 (Fig. 4.7), com

um complexo depósito resultante. No tempo T1, ocorre formação de dobras em varios estilos

em um meio viscoso e fluxo com elevada densidade. Já no tempo T2, o slump começa a

acelerar e erodir os sedimentos da superfície superior o corpo (Fig. 4.7), nesse mesmo instante

o processo de fluidização adiciona sedimentos à parte superior do fluxo. No tempo T3, ocorre

variação da velocidade de propagação do slump, resultando em desagregação e diluição local,

formação de fluxo de detrito dentro do corpo do slump. Em T4, cria-se uma interface ou uma

zona de cisalhamento entre a unidade inferior, mais densa, e a unidade superior, menos densa,

denominada de deformed wavy interface (MORGENSTERN, 1967; FISHER, 1983; STIX,

2001; FELIX & PEAKALL, 2006 apud STRACHAN, 2008) (Fig. 4.7). No tempo T5, ocorre

a cessação do fluxo e uma complexa deposição, em que o corpo se deposita rapidamente. Essa

arquitetura é constituída em sua parte inferior por um deposito de slump e na sua parte

superior por uma combinação de fluxo de detrito parcialmente sobreposto por depósito de

turbidito (Fig 4.7).

Figura 4.6 - Modelo mostrando as principais características dos depósitos gerados por Fluxos

Gravitacionais de Massa - FGM (deslizamentos e escorregamentos) em comparação com os produzidos

por Fluxos Gravitacionais de Sedimento - FGS. Observar a evolução de um FGM para uma corrente

de turbidez. Modificado de Shanmugan & Moiola (1994) apud D’ÁVILA et al. (2008).

55

4.3 Estruturas Associadas com Slumps

Segundo Rossetti (1999), os processos deformacionais que ocorrem relacionados à

evolução do Slump podem gerar estruturas que variam desde o comportamento rúptil, rúptil-

dúctil, ao dúctil, além de estruturas de injeção. Dentre as principais estruturas nucleadas no

corpo do slump temos as zonas de cisalhamento intraestratal, dobras em bainha com eixo

paralelo ao sentido do movimento de massa, dobras cilíndricas, assimétricas e em cúspide

com eixo perpendicular ao sentido do movimento de massa, clivagem em plano axial de

dobras, bouding, laminações convolutas, todas de natureza dúctil. Dentre as estruturas com

comportamento rúptil e rúptil-dúctil que podem ser encontradas são: falhas normais, falhas

reversas, bandas de deformação e fraturas associadas a dobras. As estruturas de injeção que

podem ser encontradas são: diques clásticos, vulcões de areia, domos de argila e estruturas em

cone. Segundo Strachan & Alsop (2006), as dobras e falhas nucleadas no decorrer da

evolução do Slump, podem sugerir informações sobre o sentido de fluxo do paleoslump.

Entretanto, alguns autores afirmam que essas estruturas não apresentam um padrão definido e

que, portanto não seria possível obter informações sobre o sentido de fluxo do slump através

das mesmas (ALSOP & MARCOS, 2011).

O conhecimento já existente sobre os processos deformacionais é produto de uma

gama de trabalhos já consagrado na literatura internacional em diversas partes do mundo, tais

Figura 4.7 - Modelo esquemático de Little Manly Slump. Rrepresenta a transformação de um slump em um

fluxo de massa num intervalo de tempo (T1 a T4). No tempo T5, ocorre a cessação do movimento do Slump e

a deposição de um fluxo de massa por sobre o corpo do Slump. Modificado de Strachan (2008).

56

como: Martinez et al. (2005), Strachan & Alsop (2006), Ortner (2007), Strachan (2008),

Debacker et al. (2009), Alsop & Marco (2011) e Alsop & Marco (2012), que permite

formular uma sistemática onde seja possível entender os mecanismos e estilos deformacionais

que ocorrem na evolução de um corpo de slump e inferir sobre o possível sentido do fluxo. É

consenso entre os autores supracitados que existe um padrão de distribuição das estruturas no

corpo do Slump. Segundo Debacker et al. (2009), o corpo do slump pode ser dividido em

quatro partes. Na porção frontal predomina a nucleação de falhas reversas e dobras; a parte

central, com predomínio de dobras e falhas normais; as porções laterais com predomínio de

zonas de cisalhamento com movimentação tipo strike-slip, variando de dextral a sinistal.

Essas quatro porções podem ser separadas em dois domínios, um onde ocorrem esforços

extensivos e o outro onde ocorre esforços compressivos (Fig. 4.8).

Alsop & Marcos (2011), estudando os Slumps na região do Mar Morto (Dead Sea),

amplia o conhecimento já existente sobre a distribuição das estruturas no corpo do Slump,

separando-as em estruturas nucleadas na fase de transição e cessação. O autor supracitado

mostra que na região proximal a extensão é marcada por falhas normais, ao passo que na parte

distal, predominam as dobras de empurrão ( Fig. 4.9a). Na parte distal também ocorre Piggy

back sistem (Fig. 4.9a). Piggy back sistem é marcado por novos materias sendo incorporados e

acrescentados na borda principal do empurrão, resultando em progressiva rotação do material

Figura 4.8 - Representação de um corpo de slump, exibindo extensão interna e feições de

compressão nas porções central, lateral e frontal (DEBACKER et al., 2009).

57

devido a rotação do sistema de empurrão (Fig.4.9a). Na fase de transição, os primeiros

indícios de que o movimento do slump vai cessar são perceptíveis na parte distal do corpo,

através de uma onda de contração que se propaga em direção à parte proximal. Esse fato pode

gerar novos empurrões que sequencialmente vão sendo nucleados na parte mais proximal do

slump. Esse processo pode também reativar estruturas pré-existente. As falhas de empurrão

são sobrepostas por novos empurrões na capa dos empurrões mais antigos. Embora o sistema

ainda tenha vergência sentido down slope (talude abaixo) não há como retornar à inclinações

pretéritas das estruturas, que foram transpostas pelas estruturas mais novas (Fig. 4.9b).

A depender da posição do observador e do estágio de evolução do slump, é possível

observar quatros membros extremos de superposição de estruturas associadas a interferências

das estruturas da fase de transição nas estruturas da fase de cessação (Fig.4.10). As estruturas

associadas com a fase de transição podem ser extensionais na parte proximal e contracionais

na parte distal do Slump (Fig.4.10).

Embora os campos de deformação contracional e extensional sejam representados por

regiões de igual área (Fig.4.10), a área que representa o campo extensional é maior que a

região que representa a área contracional (ALSOP, 2011). Claramente uma gama muito

grande de padrões de sobreposição de estrutura é possível, porém, devido à similaridade das

estruturas na fase de transição e cessação, tal como estruturas extensionais de ambas as fases,

torna-se difícil distinguir o padrão de sobreposição. Outro fator agravante para distinguir os

padrões de sobreposição, são as zonas de cisalhamentos laterais que tornam mais complexas

as interferências das estruturas associadas às fases de transição e contração, nos campos

extensional e contracional (ALSOP & MARCOS, 2011).

58

Figura 4.9 - Vista em planta e em secção das estruturas contracionais,

extensionais e transcorrentes geradas internamente ao Slump no estágio de

translação em a) e subsequente cessação em b). Na interpretação desse modelo,

a direção de transporte associado com o fluxo ocorre da esquerda para a

direita, sendo indicada pela seta preta, com sequência de empurrão (T1, T2,

etc.) mostrada em vermelho, na parte distal do Slump; e falhas extensionais, na

parte proximal do Slump, representadas em azul (E1, E2 etc.). Modificado de

Alsop & Marcos (2011).

59

Figura 4.10 - Esquema mostrando os quatros membros extremos de interferencias, em planta e

em secção, das estruturas extensionais e contracionais geradas durante a fase de translação (1) e

subsequente cessação do Slump (2) . Em cada situação o observador é indicado por um circulo de

cor preta. Modificado de Alsop & Marcos(2011).

60

4.3.1 Dobras geradas durante a evolução do Slump

Smith (2000), estudando o mecanismo de dobramentos no decorrer da evolução do

Slump, propõe que o aumento do cisalhamento simples proporciona modificações no padrão

de dobramento. Sendo inicialmente nucleadas dobras cilindricas que posteriormente, com o

aumento do gradiente, evoluem para dobras em bainha (Fig. 4.11)

.

Strachan & Alsop (2006), estudando Slump na Irlanda, conseguiram constatar que as

dobras cilíndricas possuem eixos perpendiculares ao sentido do fluxo do slump, enquanto que

as dobras em bainha têm eixos paralelos ao sentido de fluxo (Fig.4.12).

Figura 4.11 - Representação de um depósito de

escorregamento com geração de dobras cilíndricas e de

arrasto. As setas indicam o sentido do fluxo (SMITH,

2000).

61

Alsop (2011), estudando os diferentes tipos de dobras existentes no Slump do Mar

Morto, percebeu que estas dobras têm suas origens associadas a zonas de cisalhamentos que

são nucleadas no decorrer da evolução do slump. No inicio da evolução do slump, a variação

da velocidade em direção paralela ao fluxo, cria uma zona de cisalhamento paralela à direção

de fluxo (Layer- parallel shearing) que possibilita a formação de dobras com alto ângulo com

a direção de fluxo e consequentemente, com plano axial e eixo perpendiculares à direção de

fluxo (Fig. 4.13a). Com a evolução do slump, o gradiente da velocidade ao longo do strike da

direção do fluxo cria uma zona de cisalhamento normal à direção de fluxo (Layer- normal

shearing), que possibilita a nucleação de dobras incialmente obliquas e/ou subparalelas à

direção de fluxo (Fig. 4.13b). Essas dobras criadas pelo Layer- parallel shearing, sofrem

rotação durante a progressão do fluxo e podem evoluir para dobras em bainha (Fig. 4.14).

Figura4.12 - (a) Diagrama 3D esquemático ilustrando um fluxo de slump, sem possuir

variação no eixo das dobras. (b) Evolução de um corpo de slump com rotação dos eixos

das dobras. Modificado de Strachan & Alsop (2006).

62

Segundo o modelo de evolução proposto por (ALSOP, 2011), outro processo

complicado para a interpretação da direção de fluxos do Slump a partir das dobras, ocorre na

fase de cessação, devido à contração horizontal nas dobras de empurrão (fold thrust) que

formam os retroempurrões (Back-Folds-Thrusts) com vergência contrária à direção de Fluxo

(Fig. 4.15).

Figura 4.13 - a) Dobra formada por zona de cisalhamento paralela à direção de fluxo (Layer-

parallel shearing); b) Dobras formadas por zona de cisalhamento normal à direção de fluxo (Layer-

normal shearing). Modificado de Alsop & Marcos( 2011).

Figura 4.14 - Esquema em 3D de uma dobra (anticlinal) em Bainha.

Modificado de Alsop (1999).

63

4.3.2 Falhas geradas durante a evolução do Slump

As falhas geradas (Sin-Slumping) são tipicamente distribuídas como falhas normais na

parte proximal do Slump e falhas de empurrão com geometria lístrica na parte distal do Slump

(Fig. 4.9). As falhas normais da fase de translação podem ser transpostas por falhas normais

de mais alto ângulo da fase de cessação (ALSOP, 2011). Em escala de estratos (interna),

podem ser nucleadas falhas normais em estilo dominó.

Em adição a estas falhas supracitadas, existe uma série de falhas extensionais que

formam “pares conjugados” com ângulo interplano em torno de 65°. Essas falhas têm seus

strikes oblíquos ou subparelelos à direção de fluxo (Fig. 4.16). Sua ocorrência é sugestiva de

que o Slump só apresenta movimentação na direção Slump abaixo, mas tambémm

espalhamento lateral na direção do strike do paleoslump. Podem estar associadas à dobras de

empurrão e por vezes estão cobertas por sedimentos indeformados, sugerindo que sua

nucleação é sin-sedimentação (ALSOP, 2011).

Figura 4.15 - Esquema mostrando a geometria típica das dobras de empurrão geradas na fase de

cessação, com vergência na direção do movimento de massa. De maneira subordinada pode gerar

dobras assimétricas com vergência contrária (Back folds and thrusts). Modificado de Alsop &

Marcos (2012).

64

Figura 4.16 - Esquema mostrando as dobras contracionais (em vermelho) e as falhas normais (em

azul) (ALSOP & MARCOS, 2011).

65

Capítulo 5 - GEOLOGIA LOCAL

5.1 Caracterização Geral do Afloramento

A área de trabalho, na Praia do INEMA (Foto 5.1) tem uma extensão lateral média de

1 km e altura que varia de três a dez metros, com afloramentos distribuídos de maneira

descontínua. Sua constituição faciológica é caracterizada por uma sucessão turbidítica de

baixa densidade (GUIMARÃES, 2011) composta por arenitos, siltitos e folhelhos dispostos

em forma de ritmitos, que intercalam essa fácies em proporções variadas (Foto 5.2).

Foto 5.1 - Praia do INEMA, Base Naval de Aratu. Visada para oeste.

66

Na base da sucessão faciológica, existem diversas feições estruturais que são

possivelmente decorrentes de processos de ressedimentação (Slump) (Foto 5.3 e 5.4). Outro

aspecto bastante interessante na sucessão rítmica do afloramento da Praia do INEMA é o

padrão thickening upwards e coarsening upwards, que consiste num aumento da espessura

das camadas e da granulometria dos sedimentos, da base para o topo (Foto 5.5).

Foto 5.2 - Ritmitos com intercalações de arenitos, siltitos e folhelhos no

afloramento da Formação Taquipe, Praia do INEMA. Visada para

oeste. Foto cedida por Guimarães (2011).

Foto 5.3 - Dobras na base do Ritmito, possivelmente associadas a

processos de Slump. Visada para norte.

67

Foto 5.4 - Padrão thickening upwards e coarsening upwards. Visada

para noroeste.

Foto 5.5 - Dobras na base do Ritmito, possivelmente associadas a

processos de Slump. Visada para norte.

68

5.2 Caracterização dos Fácies Sedimentares

Foram mapeadas quatro fácies sedimentares na área de estudo cuja associação

constitui uma típica sequência de Bouma (MAGALHÃES, 2011):

I) Folhelhos com laminação plano paralela, associados com níveis arenosos à sílticos

Essa fácies ocupa a porção basal da sucessão estratigráfica com espessura centimétrica

a métrica. Os folhelhos têm sua cor variando de marrom-clara a marrom-escura, enquanto os

níveis de arenito e siltito têm coloração predominantemente marrom-clara. Os arenitos são

mal selecionados texturalmente e mineralogicamente, apresentado grãos nas frações areia

média a fina. Como representante de estruturas primária, são formados por laminação plano-

paralela (Foto 5.6).

II) Arenito maciço associado a arenito com estratificação plano-paralela

Essa fácies se apresenta, em todo o afloramento, com espessura centimétrica. Sua

coloração varia de marrom-claro a amarelo-mostarda. Apresenta-se sob forma maciça,

texturalmente mal selecionado, com granulometria variando de fina a média e, por vezes, com

estratificação plano-paralela (Fotos 5.7 e 5.8).

Foto 5.6 - Arenito e siltito têm coloração predominantemente marrom

claros. São formados por laminação plano-paralela. Visada para norte.

69

III) Arenito com laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples)

Essa fácies tem sua cor variando de amarelo-mostarda a marrom-escuro. Quanto à

granulometria, varia de arenito fino a médio, além de possuir geometria tabular, com camadas

centimétricas. Quanto às estruturas primárias, apresenta laminações cruzadas cavalgantes,

sigmoidal com amplitude que variando entre 3 e 5 cm (Foto 5.9 e 5.10).

Foto 5.8 - Arenito maciço. Visada para nordeste.

Foto 5.7 - Arenito com estratificação plano paralela. Foto em planta.

Bússola indicando o norte.

70

IV) Arenitos com intercalações de folhelhos

Essa fácies é formada por arenitos amarelo-mostarda, que possuem grãos variando de

fino a médio, intercalados com folhelhos marrom-escuros, o que caracteriza um ritmito. As

espessuras das camadas variam muito na arquitetura estratigráfica, sendo que existe uma

tendência de aumento da proporção do arenito em relação ao folhelho, assim como um

Foto 5.9 - Arenito Cinza com estratificação cruzada cavalgante

sigmoidal. Visada para noroeste.

Foto 5.10 - Arenito amarelo-mostarda com estratificação cruzada

cavalgante sigmoidal. Visada para noroeste.

71

aumento na textura do arenito, que grada de fino para médio quando se sobe na estratigrafia

do depósito (Foto 5.11).

5.3 Associação de Fácies e Ambiente sedimentar

Ao associarmos as fácies da área de estudo (Fig 5.1), percebe-se que corresponde a

uma sequência de Bouma, com algumas fácies possivelmente erodidas (Fig 5.1). Essa

arquitetura estratigráfica foi definida por Bouma em 1962 com sendo uma sequência clássica

de um turbidito. Entretanto, posteriormente foi verificado que essa sequência não era

exclusiva de turbiditos, sendo também comum em sistemas fluviais e deltaicos. O

mapeamento de estratos em forma de lobos, associada com o padrão thickening upwards e

coarsening upwards, que consiste num aumento da espessura das camadas e da granulometria

dos sedimentos da base para o topo (Foto 5.5), sugere que o paleoambiente predominante da

área de estudo é deltaico lacustrino.

Foto 5.11 - Arenitos com intercalações de folhelhos. Visada para norte.

72

Figura 5.1 - Coluna estratigráfica do afloramento da praia do INEMA.

73

Capítulo 6 - ANÁLISE ESTRUTURAL

Durante os diversos estágios de evolução do Slump (início, transição, cessação,

relaxamento e compactação), várias estruturas são nucleadas em diversas fases

deformacionais, devido, principalmente, à variação do comportamento mecânico dos litotipos

que compõem o corpo do Slump. Segundo Rosseti (1999 apud Barbosa, 2009), é possível

individualizar os seguintes grupos de estruturas no corpo de um slump: (i) Estruturas pré-

fluxo de massa; (ii) Estruturas no estado plástico; (iii) Estruturas de injeção e; (iv) Estruturas

no estado sólido. As struturas pré-fluxo estão relacionadas a processos de sedimentação,

enquanto que as demais classes de estruturas estão relacionadas a processos de

ressedimentação, decorrentes das mudanças no comportamento mecânico das rochas durante a

evolução do slump.

6.1 Estrutura Primária (S0)

Essas estruturas são originadas na fase de formação do paleoambiente sedimentar,

mais precisamente no contexto tectônico estratigráfico da fase rifte, denominado de trato de

tectônico de preenchimento de rifte. Encontram-se intensamente deformadas, por vezes, com

feições de fluidização que obliteram a geometria das estruturas primárias. As atividades

tectônicas na Bacia possibilitaram o basculamento e o dobramento das superfícies primárias

(S0) (Foto 6.1 e 6.2).

74

Foto 6.1- Superfície deposicional (S0) basculada para NW. Visada em

perfil para oeste.

Foto 6.2 - Superfície deposicional (S0) basculada para NW e dobrada.

Visada em perfil para sudoeste.

75

A partir da análise do diagrama estereográfico (Fig. 6.1), percebe-se que as direções

mais frequentes das S0 foram: N020°-N030° com 31 medidas (43,00%), N110°-N120° com

24 medidas (24,71%) (Fig.6.1-a). As direções de mergulho mais frequentes foram: N290°-

300° com 31 medidas (32,00%), N020°-N030° com 24 medidas (24,77%) (Fig.6.1-b). O

diagrama de isodensidade polar apresenta maior concentração polar em N205°/75°, entretanto

as mesmas apresentam ampla variação de mergulho (Fig.6.1-b).

6.2 Estruturas no Estado Plástico

Dentre as inúmeras estruturas nucleadas no estado plástico, há uma predominância de

ocorrência de dobras de vários estilos e dimensões, que variam de centimétricas a métricas.

Estas afloram tanto em planta, quando a maré esta baixa, quanto em perfil. As principais

estruturas presentes na área são: (I) Foliação-acamadamento deformacional; (II) Dobras

assimétricas; (III) Dobras intrafoliais; (IV) Dobras em bainha; (V) Dobras em cúspides; (VI)

Dobras policlinais; (VII) Marcas de carga e; (VIII) Boudins assimétricos e simétricos.

(I) Foliação-acamadamento deformacional

O processo que possibilitou a formação do Slump nucleou uma foliação deformacional

(S1//S2) intraestratal, decorrente de uma zona de cisalhamento basal formada entre os estratos

devido à movimentação do Slump (descolamento). Essa foliação deformacional (S1//S2) é

Figura 6.1 – Rosáceas do (a) strike, (b) dip; (c) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior,

das medidas do acamamento primário (S0) da Praia do INEMA.

76

Foto 6.4 - Foliação deformacional (S1) em arenito médio maciço, com

alto teor de argilominerais. Visada em perfil para norte.

normalmente paralela à superfície de acamadamento (S0), mas também pode estar presente em

sedimentos maciços (Foto 6.3). Normalmente está restrita a níveis de sedimento com textura

mais argilosa (Foto 6.3 e 6.4).

Foto 6.3 - Foliação deformacional (S1) paralela à superfície

deposicional (S0) em arenito médio com alto teor de argilominerais.

Visada em perfil para norte.

77

(II) Dobras Assimétricas

Esse tipo de dobra consiste em uma das mais confiáveis estruturas que permitem a

obtenção do sentido de fluxo, pois, com exceção dos retroempurrões, que normalmente tem

ângulo de mergulho superior a 50°, todas as dobras assimétricas tem o mergulho de seus

planos axiais contrário ao sentido de fluxo. Na Foto 6.5 tem-se um dique clástico que foi

deformado formando uma dobra assimétrica, com comprimento de onda da ordem de 7 cm,

amplitude em torno de 5cm. Essa dobra possui L1 com caimento inferior a 10°, plano axial

com mergulho de 60°, ângulo inter-limbos em 87º. Portanto podemos classificá-la como uma

dobra aberta horizontal, com caimento e levemente harmônica, indicando fluxo de massa de

NE para SW. Associadas a essa estrutura planar tem-se uma lineação de estiramento de

massa, mostrando que, possivelmente, a direção NW-SE foi uma direção de fluxo de massa.

Já na Foto 6.6, o arenito impuro com estratificação paralela, entrou no campo de

encurtamento do elipsóide de deformação, formando uma dobra assimétrica com limbo

invertido, comprimento de onda da ordem de 5 cm e amplitude em torno de 4 cm. Essa dobra

possui L2 com caimento inferior a 10°, plano axial com mergulho de 70°, ângulo inter-

limbos em 70º. Portanto podemos classificá-la como sendo uma dobra fechada horizontal,

com caimento indicando sentido de fluxo de massa de NW para SE.

Foto 6.5 - Dobra assimétrica que denota um sentido de fluxo de NE

para SW (F1), associada com uma lineação de estiramento de massa

indicado pelos circulos pretos. Plano Axial indicado (PAX). Visada em

perfil para noroeste.

78

(III) Dobras Intrafoliais

Com o processo de evolução de um Slump, as dobras assimétricas torna-se cada vez

mais dobradas e evoluem para uma dobra intafolial, dentro dos estratos que delimitam a zona

de cisalhamento (Fotos 6.7 e 6.8). Essas dobras podem ser classificadas como recumbente,

isoclinal, harmônica e do tipo-C na classificação de Ramsay (1967). Esse tipo de dobra pode

indicar a direção, mas não o sentido de fluxo, pois sua simetria impossibilita a análise do

sentido de fluxo.

Foto 6.6 - Dobra assimétrica que denota um sentido de fluxo de NW

para SE (F2). Plano Axial indicado (PAX). Visada em perfil pra

nordeste.

Foto 6.7 - Dobra intrafolial isoclinal interna aos estratos do corpo do

Slump. Visada em perfil para noroeste.

79

(IV) Dobras em Bainha

As dobras em bainha presentes na área de estudo têm dimensões que variam de 3 a 10

metros, e, pelo fato de estarem bastante erodidas, dificultando a observação da mesma. Sua

gênese está associada ao estágio avançado do fluxo, no qual uma zona de cisalhamento

normal ao sentido do fluxo começa a agir sobre o corpo do Slump (Fig. 4.13b). Constitui uma

estrutura bastante confiável pra a obtenção do sentido aparente de fluxo, já que seu eixo é

paralelo ao sentido de fluxo (Fotos 6.9 e 6.10).

Foto 6.8 - Dobra intrafolial isoclinal, com dimensões centimétricas,

interna aos estratos do corpo do Slump. Plano axial indicado (PAX).

Visada em perfil para noroeste

80

Foto 6.9 - Dobra em Bainha, associada a rampa de empurrão em

forma de cúspide. Denota um sentido de fluxo de NW para SE.

Superfície erodida indicada. Visada em perfil para sudoeste.

Foto 6.10 - Zoom nos flancos da Dobra em Bainha, denotando um

sentido de fluxo de NW para SE. Visada em perfil para sudoeste.

81

(V) Dobras em Cúspide

Foi mapeada uma única dobra em cúspide, com 10 m de extensão. Essa estrutura, com

geometria em forma de arco, é formada quando o fluxo encontra um impedimento espacial e

os sedimentos são empurrados por cima do anteparo. Assim como as dobras em bainha, as

dobras em cúspide têm seus eixos paralelos ao sentido de fluxo (Fotos 6.11 e 6.12).

Foto 6.11 - Dobra em cúspide com sentido de fluxo (F2) de NW-SE.

Visada em perfil para sudoeste.

Foto 6.12 - Dobra em cúspide com sentido de fluxo de NW-SE. Visada

em perfil para nordeste.

82

(VI) Dobras em Policlinais

As dobras Policlinais consistem em estruturas que apresentam dois planos axiais que

mergulham para sentidos opostos, alem de um plano axial que é subvertical (Foto 6.13). Na

área de estudo essa estruturas tem dimensões de 10 cm aproximadamente, com planos axiais

mergulhando 30° e 35° para E e W respectivamente. Não constitui-se uma estrutura

diagnóstica de sentido de fluxo devido à sua simetria em relação ao plano axial central (Foto

6.13).

(VII) Marca de Carga

A diferença de densidade e competência entre arenitos e pelitos propicia a ascensão

da fração mais fina (silte e argila) e consequentemente a descida da fração mais grossa

(arenito). Quando essas estruturas são assimétricas (Fotos 6.14 e 6.15), são confiáveis para

obter o sentido de fluxo. Entretanto, seu uso para obtenção do sentido de fluxo é

recomendável com a corroboração de uma estrutura mais confiável, a fim de minimizar o grau

de incerteza que apresenta.

Foto 6.13 - Dobra policlinal (DP). Planos Axiais indicados (PAX, PAX1,

PAX2 e PAX3). Visada em perfil para nordeste.

83

(VIII) Boudins

Os Boudins presentes na área de estudo estão associados à parte externa de zona de

charneira de dobra aberta, normal harmônica, presente na base da coluna estratigráfica da

sucessão sedimentar da área de estudo. Esses Boudins tem dimensões que variam de 5 a 15

Foto 6.14 - Marca de carga assimétrica indicando o sentido de fluxo de

NW para SE. Visada em perfil para nordeste.

Foto 6.15 - Zoom na marca de carga assimétrica indicando o sentido de

fluxo de NW para SE. Visada em perfil para nordeste.

84

cm, com uma geometria levemente assimétrica, que indicam um cisalhamento com sentido de

fluxo de NW para SE (Fotos 6.16 e 6.17).

Foto 6.16 - Boudins assimétricos falhados, nucleados na parte externa

da zona de charneira de dobras abertas, denotando fluxo de massa de

NW para SE. Visada em perfil para nordeste.

Foto 6.17 - Boudins assimétricos nucleados na parte externa da zona de

charneira de dobras abertas, denotando fluxo de massa de NW para

SE (indicado). Visada em perfil para nordeste.

85

6.2.1 Figuras de Interferência de dobras

As figuras de interferência são comuns em regiões que foram intensamente

deformadas e que, possivelmente, passaram por mais de uma fase de deformação, gerando

feições de redobramentos. A depender da coaxialidade do campo de tensão e/ou sentido de

transporte tectônico (Fluxo de massa), inúmeras figuras de interferência podem ser geradas.

No caso da área de estudo, foram mapeadas três figuras de interferência de dobras: em laço,

Domos e Bacias, e Bumerangue.

(I) Interferência em Laço

Na Foto 6.18, essa figura de interferência tem uma dimensão em torno de 50 cm. Sua

gênese está relacionada ao inicio de redobramento e arqueamento do limbo superior de um

anticlinal com limbo invertido com vergência para SE. É importante notar obliteração da

dobra pré-existente por uma foliação S2 que está sendo rotacionada no sentido horário

(sugerindo um sentido de fluxo de fluxo mais novo de NW para SE). Já na Foto 6.19, a figura

de interferência em laço é produto do intenso redobramento das dobras que indicavam um

sentido de fluxo de NW para SE (Foto 6.8).

Foto 6.18 - Figura de interferência em laço, mostrando evolução do

sentido de fluxo de NE-SW (F1) para NW-SE (F2). Foliação (S2) e

Superfícies Axiais (SAX1 e SAX2) indicadas. Visada em perfil para

noroeste.

86

(II) Interferência em Cela e Bumerangue

Essas figuras de interferência têm dimensões que varia de 50 cm a 1.5 m (Fotos 6.20,

6.21 e 6.22). Podem ter sua gênese associada tanto a fluxo coaxial quanto não coaxial. Se uma

dobra pré-existente for rotacionada, com o progresso do fluxo na mesma direção (deformação

coaxial), é possível formar esse tipo de figura de interferência. Entretanto, se existir uma

mudança do sentido de fluxo (deformação não coaxial), as dobras já existentes também

podem também formar esse tipo de figura de interferência.

Foto 6.19 - Figura de interferência em laço, mostrando evolução do

sentido de fluxo de NW para SE. Superfícies axiais (SAX1 e SAX2)

indicadas. Visada em perfil para sudeste.

87

Foto 6.20 - Figura de interferência em cela. Visada em perfil para

noroeste.

Foto 6.21 - Figura de interferência em cela. Visada em planta.

Caderneta indicando o Norte.

88

A partir da análise do diagrama estereográfico (Fig. 6.2), percebe-se que as direções

mais frequentes dos eixos das dobras totais (Lt) foram: N020°-N030° com 3 medidas

(13,00%), N120°-N130° com 3 medidas (13,00%) e N150°-N160° com 3 medidas (13,00%),

(Fig.6.2-a). O diagrama de isodensidade polar apresenta maior concentração polar em

N300°/06° (Fig. 6.2-b).

Foto 6.22 - Interferência em Bumerangue. Superfícies Axiais indicadas

(SAX1 e SAX2).Visada para nordeste.

Figura 6.2 - (a) Rosáceas do strike, (b) Diagrama de

isodensidade polar no hemisfério inferior das medidas dos

eixos das dobras totais (Lt) da Praia do INEMA.

89

Com o intuito de obter uma visão mais fidedigna do processo de evolução do sentido

de fluxo do corpo do slump, os eixos das dobras foram agrupados em função do sentido de

fluxo que os mesmo sugerem.

A partir da análise do diagrama estereográfico (Fig.6.3), percebe-se que as direções

mais freqüentes dos eixos das dobras (L1) foram: N120°-N130° com 3 medidas (25,00%),

N150°-N160° com 3 medidas (25,00%) e N090°-N100° com 3 medidas (17,00%) (Fig.6.3-a).

O diagrama de isodensidade polar apresenta maior concentração polar em N300°/06°

(Fig.6.3-b).

Quando analisamos o diagrama estereográfico (Fig.6.4), percebe-se que as direções

mais freqüentes dos eixos das dobras (L2) foram: N020°-N030° com 3 medidas (25,00%),

N070°-N080° com 2 medidas (17,00%) e N150°-N160° com 2 medidas (17,00%) (Fig.6.4-a).

O diagrama de isodensidade polar apresenta maior concentração polar em N022°/09°

(Fig.6.4-b).



eixos das dobras (L1) da Praia do INEMA.

90

Ao analisarmos os dados de lineação de estiramento de massa (Lxm) no diagrama

estereográfico (Fig.6.5), percebe-se que as direções mais freqüentes das Lxm foram: N020°-

N030° com 3 medidas (33,00%) e N150°-N160° com 2 medidas (22,00%), (Fig.6.5-a). O

diagrama de isodensidade polar apresenta maior concentração polar em N022°/09° (Fig.6.5-

b).



eixos das dobras (L2) da Praia do INEMA.


isodensidade polar no hemisfério inferior das lineações de

estiramento de massa (Lxm) da Praia do INEMA.

91

6.3 Estruturas de Injeção

Essas estruturas são formadas por processos de fluidização e liquefação dos pacotes

sedimentares arenosos que se tornam instáveis e passíveis de migração para zonas de alívio,

tais como falhas ou fraturas, na forma de diques clásticos ou na forma de ejeções localizadas

denominadas vulcões de areia. Os vulcões, quando assimétricos (forma de elipsóide), são

bons indicadores de direção de fluxo. Na área de estudo, tais tipos de estruturas não têm muita

expressão, estando restritas a um veio clástico (espessura de 3 cm e comprimento aproximado

de 1 m) (Foto 6.23) e alguns vulcões de areia (Foto 6.24).

Foto 6.23 - Dique clástico tarde a pós fluxo. Foto tirada em planta.

Escala indicando a direção do norte.

92

6.4 Estruturas no Estado Sólido

Essas estruturas estão associadas ao comportamento rúptil dos litotipos. Sua gênese

pode ocorrer em qualquer estágio de evolução do slump, contanto que a quantidade de água

nos poros dos sedimentos seja insuficiente para torná-los dúcteis e/ou fluidizados. A grande

maioria das falhas mapeadas na área de trabalho, não foi possível discriminar a cinemática.

Quando isso foi possível, elas apresentaram cinemática normal (Fotos 6.25 e 6.26). A

presença de estrias em algumas dessas falhas possibilitou a obtenção da orientação 3-D dos

tensores principais do campos de paleotensão associados à sua geração. Também foi mapeado

conjunto de dobras de empurrão na área de trabalho (Foto 6.27 e 6.28). Essas estruturas

consistem em um excelente indicador do sentido de fluxo, o que possibilitou a determinação

do sentido do fluxo de massa de NW para SE e a determinação do campo de tensão associado

a esse sentido de fluxo.

Foto 6.24 - Vulcões de areia sin a tarde fluxo. Perpendicular ao eixo

maior tem-se a direção do fluxo. Foto tirada em planta. Escala

indicando a direção do norte

93

Foto 6.25 - Falhas normais N030° em .Visada em perfil para nordeste.

Foto 6.26 - Falhas normais N120° em turbitidos.Visada em perfil para

noroeste.

94

A partir análise do diagrama estereográfico (Fig.6.6), percebe-se que as direções mais

freqüentes das falhas totais foram: N030°-N040° com 162 medidas (43,00%), N130°-N140°

com 50 medidas (14,50%) (Fig.6.6-a). As direções de mergulhos mais freqüentes foram:

N120°-N130° com 92 medidas (26,00%), N300°-N310° com 70 medidas (20,29%) e N040°-

Foto 6.27 - Falha de empurrão (thrust) nos depósitos de fluxos

gravitacionais. Sentido de fluxo de NW para SE (F2). Foto em perfil

com visada para noroeste.

Foto 6.28 - Zoom da Falha de empurrão

(thrust) nos depósitos de fluxos

gravitacionais. Foto em perfil com

visada para noroeste.

95

N50° com 42 medidas (6,96%) (Fig.6.6-b). O diagrama de isodensidade polar apresenta maior

concentração polar em N120°/21°, com mergulho de alto ângulo predominante (Fig.6.6-c).

Analisando o diagrama estereográfico (Fig.6.7), percebe-se que as direções mais

freqüentes das falhas normais foram: N030°-N040° com 44 medidas (54,00%), N000°-N010°

com 16 medidas (20,00%) (Fig.6.7-a). As direções de mergulho mais freqüentes foram:

N300°-N310° com 23 medidas (28,00%), N120°-N130 com 21 medidas (26,00%) e N090°-

N100° com 15 medidas (18,00%) (Fig.6.7-b). O diagrama de isodensidade polar apresenta

maior concentração polar em N120°/24°, com mergulho de alto ângulo predominante

(Fig.6.7-c).

Figura 6.6 - (a) Rosáceas do strike, (b) do dip e (c) Diagrama de isodensidade polar no

hemisfério inferior, das medidas de Falhas Totais da Praia do INEMA.

Figura 6.7 - (a) Rosáceas do strike, (b) do dip e (c) Diagrama de isodensidade polar no

hemisfério inferior, das medidas de Falhas Normais da Praia do INEMA.

96

6.5 Tensores

Foram obtidos ao todo 10 orientações 3-D dos tensores principais (σ1, σ2 e σ3) de

campos de paleotensão pelo método dos diedros retos (Gephart & Forsyth, 1984).

As direções de caimento mais freqüentes do tensor máximo (σ1) (Fig.6.8 a-I) foram:

N300°-N310° com 4 medidas (40,00%) e N030°-N040° com 2 medidas (20,00%). O

diagrama de isodensidade polar apresentou maior concentração em N300°/24°. Os tensores

apresentam caimentos que variam de sub-verticais a sub-horizontais (Fig.6.8 b-I).

As direções de caimento mais frequentes do tensor intermediário (σ2) (Fig.6.8 a-II)

foram: N210°-N220° com 3 medidas (30,00%) e N180°-N190° com 2 medidas (20,00%). O

diagrama de isodensidade polar apresentou maior concentração em (N030°/00°). Os tensores

apresentam caimentos predominantemente sub-horizontais (Fig.6.8 b-II).

As direções de caimento mais frequentes do tensor mínimo (σ3) (Fig.6.9 a-III) foram:

N130°-N140° com 3 medidas (30,00%) e N000°-N010° com 2 medidas (20,00%). O

diagrama de isodensidade polar apresentou maior concentração em (N125°/24°). Os tensores

apresentam caimentos variando de sub-horizontais oblíquo (Fig.6.8 b-III).

Figura 6.8 - Rosáceas de direção de caimento e diagramas de isodensidade polar dos tensores

principais obtidos a partir da estruturas rúpteis da Praia do INEMA. σ1: (a-I) Rosácea de

caimento; (b-I) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior), σ2: (a-II) Rosácea de

caimento; (b-II) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior), σ3: (a-III) Rosácea de

caimento; (b-III) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior)

97

6.6 Fases deformacionais

Através da analise estrutural foram individualizadas quatro fases deformacionais (D1,

D2, D3 e D4). Essas fases foram separadas em função dos processos atuantes (sedimentares ou

deformacionais) e da direção e caimento do tensor máximos principal (

Fase D1: esforços extensivos em escala regional, nucleação das principais famílias de falhas

da Bacia do Recôncavo, formação de uma superficie primária (S0), decorrente da

sedimentação dos fácies que constituem arcabouço estratigráfico da bacia do recôncavo e da

Formação Taquipe. Instalação de um paleoambiente lacustrino-deltaico na Fm. Taquipe.

Fase D2: local com direção N030º e caimento sub-horizontal que nucleou:

Zona de Cisalhamento basal (ZC1);

foliação-acamadamento deformacional (S1);

Lxm1: Lineação de estiramento de massa;

Dobras Assimétricas com eixo na direção (NW-SE);

Dobras isoclinais, intrafoliais com eixo na direção (NW-SE);

Dobras em Laço com eixo na direção (NW-SE);

Reativação das falhas N030°, mergulhando tanto para NW quanto para SE;

Reativação das falhas N140°, mergulhando tanto para NE.

i) Fase D3: local com direção N140º e caimento sub-horizontal que nucleou:

Zona de Cisalhamento basal (ZC2);

foliação-acamadamento deformacional (S2);

Lxm2: Lineação de estiramento de massa;

Dobras Assimétricas com eixo na direção (NE-SW);

Boudins assimétricos;

Dobras em Bainha;

Dobras em Cúspide;

98

Dobras em bumerangue;

Dobras em cela;

Dobras em laço com eixo na direção (NE-SW);

Estruturas em chamas assimétricas;

Rampa de empurrão com direção N030

Reativação das falhas N030°, mergulhando tanto para NW quanto para SE;

Reativação das falhas N140°, mergulhando tanto para NE.

ii) Fase D4: local com direção N140º e caimento sub-vertical que nucleou:

Falhas normais de alívio com direção N030° e N140°;

Dobras policlinais.

99

Capítulo 7 - DISCUSSÕES

A partir da integração dos dados referentes às análises do paleoambiente e estrutural,

é possível traçar discussões a respeito dos processos de sedimentação, deformação que

atuaram na área de estudo e por fim propor um modelo evolutivo para o afloramento da praia

de INEMA:

7.1 Paleoambiente

As quatros fácies sedimentares mapeadas no afloramento da Praia do INEMA são: (i)

Folhelhos com laminação plano paralela associados com níveis arenosos à sílticos; (ii)

Arenito maciço associado a arenito com estratificação plano paralela; (iii) Arenito com

laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples) e; (iv) Arenitos com intercalações de

folhelhos. Quando associadas verticalmente, essas fácies sugerem uma típica sequência de

Bouma, que por vezes sofreu erosão de alguns níveis estratigráficos. A ideia de erosão de

alguns níveis pode ser evidenciada no campo com o mapeamento da superfície erosional

(Foto 7.1).

Foto 7.1 – Superfície Erosional.

100

Para a formação da sequência de Bouma, sugere-se que os principais mecanismos de

deposição são os regimes de fluxos superior e inferior associados com decantação e tração. O

regime de fluxo superior possibilita a deposição de arenitos médios a finos, maciços, com

estratificações plano-paralelas. Já no regime de fluxo inferior, formam-se os arenitos finos

intercalados com silte. Os arenitos siltosos são caracterizados estruturalmente por laminações

cruzadas, ao passo que, nos sedimentos de tamanho silte, há uma predominância de

laminações plano-paralelas. Na fácies argilosa a sedimentação é dominada por processos de

decantação.

apesar da sequencia de Bouma não ser exclusivo de um único sistema deposicional, como

proposto pelo mesmo em 1962. A coluna estratigráfica e mapeamento de estratos em forma de

lobos, associada com o padrão thickening upwards e coarsening upwards, que consiste num

aumento da espessura das camadas e da granulometria dos sedimentos, da base para o topo

(Foto 5.5), é sugestivo que o paleoambiente predominante da área de estudo é um deltaico

lacustrino que foi ressedimentado parcialmente, por um fluxo gravitacional do tipo Slump.

O padrão thickening upwards e coarsening upwards, que consiste num aumento da

espessura das camadas e da granulometria dos sedimentos da base para o topo (Foto 5.5),

pode estar associado à progradação das areias da frente deltaica, devido às elevadas taxas de

aporte sedimentar, que superam as taxas de criação de espaço de acomodação no estágio de

Trato de Sistema Tectônico de Preenchimento de Rifte (KUCHLE et al., 2007), da evolução

tectono-estratigráfica do Rifte do Recôncavo (Fig. 7.1).

Figura 7.1 - Modelo de Tratos de Sistemas Tectônicos proposto, com seus respectivos padrões de

empilhamento e superfícies limítrofes. (KUCHLE et al., 2007).

101

7.2 Análise Estrutural

Analisando a distribuição espacial das superfícies primárias (S0), percebe-se que as

direções predominantes estão restritas às direções N020º-N030° e N110°-N120º, com

mergulho de baixo ângulo predominante. Entretanto, a família N120º tem mergulho que varia

de sub-vertical a sub-horizontal (Fig. 6.1). Esse basculamento sub-horizontal podem estar

associadas falhas normais na parte proximal do slump e/ou dobramento aberto, decorrente da

evolução do fluxo na parte distal. Já os mergulhos sub-verticais da família N120º podem estar

relacionados ao processo de dobramento assimétrico, onde o limbo curto adquire elevados

valores de mergulho.

Dentre as diversas estruturas nucleadas no estado plástico, há uma representatividade

estatística dos diversos tipos de dobras (assimétrica, intrafolial, bainha, cúspide e policlinal).

Essa variedade geométrica no estilo de dobramento pode estar associada à hierarquia temporal

na gênese das dobras, já que existe uma tendência evolutiva de transformação de um tipo de

dobra pretérita num outro tipo (Fig. 4.11). Essa transformação é função do grau de

viscosidade e, consequentemente, do teor de água que é incorporado ao corpo do Slump em

sua evolução. Apesar de o processo deformacional na área de estudo ter nucleado duas

foliação-acamadamento deformacional (S1 e S2), as duas estão subparalelas o que tornou

impossivel a obtensão de uma relação de corte para hierarquizarmos que foi nucleada

primeiro, ficando a classificação (S1 e S2) com caráter meramente descritivo. A distinção das

duas foliações em campo foi feita a partir da variação da direção da lineação de estiramento

de massa que as mesmas contem (Lxm). A hierarquização temporal dessas foliações é de

fundamental importância para distinguirmos qual foi a direção do primeiro fluxo, já que

analise da variação das direções da (Lxm), sugerem que existem duas direções de fluxos

distintas. As dobras assimétricas com seus eixos nas direções N120° e N130° (Fotos 6.5.e

6.6), respectivamente, que sugerem duas direções de fluxo distintas: um de NE para SW, e

outro de NW para SE. As dobras intrafoliais (Fotos 6.7 e 6.8) têm seus eixos na direção

N130º, sugerindo que a direção NE-SW é uma direção de fluxo. Entretanto, sua geometria

simétrica a torna inadequada para a obtenção do sentido de fluxo nessa direção. Tanto as

dobras em bainha quanto cúspide (fotos 6.9 e 6.11) têm seus eixos (Lβ) na direção (N150º), a

partir a assimetria das dobras em bainha e em cúspide e do paralelismo de seus eixos com o a

direção de fluxo, é sugestivo que houve um fluxo de NW para SE. A dobra policlinal tem

sua gênese associada à fase de relaxamento do corpo do slump. Em campo foi mapeada uma

dobra policlinal com a direção de seu eixo (Lβ) N030º, sugerindo que após o fluxo que

102

ocorreu de NW para SE, o Slump teve uma fase de relaxamento (Foto 6.13). As marcas de

cargas são estruturas que, quando assimétricas, constituem-se uma estrutura indicativa do

possível sentido de fluxo. Seu grau de confiabilidade, no entanto, é baixo, e seu uso é

condicionado à corroboração por uma estrutura mais confiável (dobra assimétrica). Em

campo, as marcas de carga indicam um sentido de fluxo de NW para SE (Foto 6.15),

equivalente ao sentido de fluxo adquirido na dobra assimétrica (Foto 6.6), que tem sua Lβ na

direção N130º. Os Boudins são estruturas nucleadas no campo de encurtamento do elipsóide

de deformação. Quando apresentam geometria assimétrica, constituem-se estruturas

sugestivas do sentido de fluxo. Em campo foram mapeados boudins simétricos decorrentes do

contraste de competência entre as camadas de arenitos (mais competente), que estão

intercalados com os pelitos (menos competente). Os boudins assimétricos estão associados à

parte externa da zona de charneira das dobras. A geometria assimétrica desses boudins e a

direção N040ºde seus eixos traduzem um sentido de fluxo de NW para SE (Foto 6.17).

A elevada intensidade de deformação do Slump possibilitou a geração de figuras de

interferência nas dobras presentes na área de trabalho. As gêneses desses redobramentos estão

associadas a processos deformacionais polifásicos.

A figura de interferência em laço é característica do redobramento coaxial. Essa figura

de interferência possibilita o reconhecimento de, pelo menos, dois eixos de dobras paralelos

entre si, e perpendiculares ao sentido de fluxo. Duas dobras com figura de interferência em

laço foram mapeadas na área de trabalho (Fotos 6.18 e 6.19). Na figura de interferência

resultante do redobramento da dobra da Foto 6.18, é possível propor que o sentido do fluxo

foi de NE pra SW. Essa ideia é corroborada pela direção do eixo (Lβ) que está na direção

N140º e pela leve assimetria da dobra. No entanto, na Foto 6.19, o sentido de fluxo que

causou o dobramento e posterior redobramento foi de NW para SE, sugerido pela assimetria

da dobra e pela direção N030º de seu eixo (Lβ). Esses sentidos de fluxo são concordantes com

os sentidos de fluxos sugeridos pela análise das Fotos 6.5 e 6.6.

A existência de figuras de interferência em forma bumerangue pode sugerir mudanças

na direção e sentido do fluxo do slump durante sua evolução, caracterizando um processo de

deformação não coaxial. Entretanto, essa condição não é suficiente para justificar a ocorrência

da mudança, já que as dobras podem ser rotacionadas na evolução de um fluxo coaxial (fluxo

de mesma direção).

A análise do diagrama estereográfico dos eixos das dobras totais (Fig. 6.2) sugere que

os eixos distribuem-se em forma de leque, tornando possível a existência de duas direções

preferenciais de sentido de fluxo. Os eixos das dobras foram agrupados em função do sentido

103

de fluxo que sugerem, com o intuito de obter uma visão mais detalhada do processo de

evolução do slump. Analisando as direções de seus eixos, as dobras assimétricas e cilíndricas

que compõem a parte central e esquerda do slump, (Fig.6.3) percebe-se que é possível a

ocorrência de um fluxo de sentido NE para SW na forma de leque. Já na (Fig. 6.4), as famílias

N030º e N150º foram interpretados como eixos de dobras assimétricas com vergência para SE

(Foto 6.6), enquanto a família N070º foi interpretada como eixos das dobras em bainha e

cúspide (Fotos 6.9 e 6.11). As direções dos eixos das dobras analisadas sugerem como

possível direção de fluxo a direção NW-SE.

As lineações de estiramento de massa são excelentes indicadores de sentido de fluxo de

massa. A análise das lineações de estiramento de massa (Lxm) (Fig. 6.5), mostra que as

direções mais freqüentes são N030º e N150º com baixo ângulo de caimento. Essas variações

nas direções das Lxm propõem uma mudança de sentido de fluxo. Em campo, entretanto, não

foi possível hierarquizar as lineações de estiramento de massa em função do tempo, pois as

foliações deformacionais S1 e S2 estão sub-paralelas e sem relação visível de corte. A variação

da direção das lineações de estiramento de massa (Lxm) não são suficientes para afirmar qual

foi a direção do primeiro fluxo, já que existem duas direções preferenciais: N030º e N150º.

Ao analisar-se em conjunto os gráficos de eixos de dobras e de lineação de estiramento de

massa (Lxm), percebe-se que existem famílias de Lβ1 que são paralelas, ortogonais e obliquas

à direção N030º da lineação de estiramento de massa. Esse padrão de distribuição espacial

entre a Lxm pertencente à família N030º e as Lβ1, sugere a possibilidade da ocorrência de

rotação das dobras durante a evolução do primeiro fluxo, que se deu de NE para SW, ou que o

Slump fluiu em um tipo de fluxo não confinado. Com relação à disposição espacial das Lxm e

Lβ2, percebe-se facilmente que tanto as Lxm da família N030º quanto da família N150º, estão

sub-paralelas e ortogonais às Lβ2. Essa disposição permite inferir que, no segundo fluxo,

houve a nucleação de dobras com Lβ2 tanto ortogonais a Lxm (N150º) quanto paralelas à ela.

Essa interpretação pode ser comprovada com o mapeamento de dobras assimétricas com Lβ2:

N030º (Foto 6.6), e dobras em bainha e cúspide com direção dos eixos Lβ2:N150º (Fotos 6.9

e 6.11)

As estruturas de injeção têm pouca representatividade na área de estudo, e seus

registros ficam restritos a meia dúzia de vulcões de areias e um único dique clástico com

direção aproximada N090º. Esse fato sugere que, em algum momento da evolução do Slump,

a direção E-W constituiu-se uma direção de extensão.

104

A partir das estruturas rúpteis (falhas e fraturas) e sua cinemática associada foi

possível deduzir o campo de paleotensão local e correlacioná-lo com o campo de paleotensão,

regional que atuou na geração da Bacia do Recôncavo.

(I) Análise Geométrica das falhas

Analisando a geometria dos planos de falhas e fraturas totais existentes nos sedimentos

do afloramento da Praia do INEMA, é possível observar três famílias de falhas principais com

direções: (I) N030º e mergulho subvertical, de maior destaque (fig. 6.26); (II) N130º e (III)

N110º, ambas com alto ângulo de mergulho e menor representatividade. Segundo Kosin

(2009), a direção das falhas da família N030º estaria associada à herança do embasamento, ao

passo que, segundo Destro (2004), as famílias de falhas com direções N110º e N130º

representam, possivelmente, uma falha de alívio.

(II) Análise Cinemática das falhas

Analisando as disposições das falhas normais no afloramento da Praia do INEMA, três

famílias em destaque são percebidas: as com direções N030º, N010º e N100º. A filtragem das

falhas normais das falhas totais, não considera a família N140º como falhas normais, embora

ela apareça com destaque no gráfico de falhas totais. Entretanto família de falhas N140° é

fundamental para a interpretação do sentido de fluxo (NE-SW), pois é aproximadamente

perpendicular a ele. Apesar de a cinemática dessa família não ser conhecida, o mergulho de

alto ângulo tanto para NE quanto para NW, sugere que essa família seja formada pelas falhas

normais de colapso do Slump, que são perpendiculares à direção de fluxo. As falhas da família

N030º podem ser interpretadas tanto como de colapso do slump, que fluiu de NW para SE,

quanto como falhas normais nucleadas paralelamente à direção de fluxo do slump quando este

não é confinado (Fig. 4.16). Essa interpretação é apoiada na cinemática normal e no mergulho

de alto ângulo para os quadrantes opostos NW-SE que essa família de falhas apresenta. As

falhas reversas mapeadas na área de estudo estão restritas às rampas de empurrão presentes na

parte distal do slump, que denotam um sentido de fluxo de NW para SE (Foto 6.27). Em

termos comparação das direções das famílias das falhas locais, é perceptível o paralelismo

das mesmas com as falhas de Salvador com direção N030° e com a falha de Mata-catu com

direção N150°.

105

(III) Análise Dinâmica: campo de paleotensão local

Analisando-se localmente a variação das direções e caimentos dos tensores principais

(σ1, σ2 e σ 3) do campo de paleotensão que possibilitou a evolução do fluxo gravitacional da

Praia do INEMA, percebe-se que as direções mais frequentes do tensor máximo (σ 1) (Fig.6.8

a-I) foram: N120º-N130º com 4 medidas (40,00%) e N030º-N040º com 2 medidas (20,00%).

O diagrama de isodensidade polar apresentou maior concentração em (N300º/24º). Os

tensores apresentam caimentos que variam de sub-verticais a sub-horizontais (fig.6.8 b-I). O

tensor máximo (σ1) sub-vertical pode estar associado à fase de colapso do slump. Já o Tensor

máximo (σ1) sub-horizontal pode estar associado tanto à esforços locais compressivos, quanto

à transcorrência. Entretanto, quando o tensor intermediário (σ 2) é analisado, percebe-se que

seu caimento é essencialmente sub-horizontal. Isso permite inferir então, que o Tensor

máximo (σ1) sub-horizontal seja decorrente de uma tectônica compressiva local que determina

o sentido de fluxo. Ao analisar-se as direções do Tensor mínimo (σ 3) (Fig.6.9 a-III), percebe-

se que há uma predominância das direções: N030º-N040º com 3 medidas (30,00%) e N000º-

N010º com 2 medidas (20,00%). Os tensores mínimos (σ3) apresentam caimentos

predominantemente sub-horizontais (Fig.6.8 b-III), que denotam extensão nas direções

supracitadas. Ao compararmos as direções de alívio local (σ3 sub-horizontal), com as direções

de abertura da Bacia do Recôncavo, percebe-se que algumas dessas direções são paralelas às

direções de abertura da Bacia.

7.3 Integração de dados discutidos

Unindo-se informações das variações na direção dos eixos de dobras (Fig.6.2) com os

padrões de interferências em bumerangue (Fotos. 6.21 e 6.22), e associarmos com a variação

das direções e sentido das lineações de estiramento de massa (Lxm) (Fig.6.5), é possível

propor a existência de variação na direção e sentido do fluxo de um único slump na Praia do

INEMA. Entretanto, a integração dos dados supracitados não possibilita hierarquizar qual foi

a direção e o sentido do primeiro fluxo do slump na praia do INEMA, já que há evidencias de

fluxo nas direções N030º e N150º. Essa incógnita é passível de resolução ao analisar-se a

obliteração da dobra pretérita (Foto 6.18), que sugere sentido de fluxo de NE para SW, por

uma foliação-acamadamento deformacional (S2) que está sendo dobrada e rotacionada no

sentido horário, indicando que o fluxo mais novo foi de NW para SE. Quanto ao causador

("motor") do fluxo gravitacional do tipo Slump da praia do INEMA, podemos propor que o

106

tensores principais do campo de paleotensão que nuclearão e/ou reativação as falhas com

direções N030° e N140°, associado as elevadas taxas de aporte sedimentar (deltas),

propiciada pela dinâmica de preenchimento estratigráfico do trato de sistema de

preenchimento de rifte, podem ter atuado como "motor" do Slump. Entretanto ainda existe

lacunas no conhecimento geodinâmico da Bacia do Recôncavo em escala regional e local, de

maneira que ainda existem dúvidas sobre os processos nucleadores de falhas dentro da bacia,

o que torna a contribuição do campo de tensão como "motor" dos fluxos gravitacionais

bastante simplória é sujeita a especulações.

7.4 Modelo Evolutivo

Diante dos dados discutidos, é proposto um modelo de evolução tectono-estratigráfico

para as rochas do afloramento da praia do INEMA (ver Anexo 1) que é formado por quatro

etapas evolutivas. A primeira dominada essencialmente por processos de sedimentação e as

três ultimas controlada por processos deformacionais que afetaram a cobertura da bacia.

7.4.1 Primeiro Estágio Evolutivo

Instalação de um ambiente transicional deltaico lacustrino, possivelmente integrante

do Trato de Sistema de Preenchimento de Rifte da Bacia do Recôncavo (Fig. 7.1), no qual a

sedimentação esporádica possibilitou a deposição de quatro fácies cuja associação constitui-se

a clássica sequência de Bouma associada a um sistema deltáico (Fig. 4.4), com alguns níveis

erodidos (Foto 7.1): (i) Folhelhos com laminação plano paralela, associado com níveis

arenosos à sílticos; (ii) Arenito maciço associado a arenito com estratificação plano paralela;

(iii) Arenito com laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples); e (iv) Arenitos com

intercalações de folhelhos (Fig. 5.1).

107

7.4.2 Segundo Estágio Evolutivo

i) Desestabilização da sequência deltáica, possivelmente associada à atividade tectônica e/ou

estratigráfica. Essa atividade possibilitou a formação de uma superfície de destacamento basal

que evoluiu para uma zona de cisalhamento intraestratal, a qual apresenta foliação

deformacional (S1//S0). Como consequência dessa instabilidade tectono-estratigráfica, inicia-

se um fluxo gravitacional de massa do tipo slump;

ii) Evolução do sentido de fluxo do slump de NE para SW (Fig. 7.3), mantida pela atuação de

um campo de tensão com 1 com direção N030º e caimento sub-horizontal;

iii) Nucleação de dobras assimétricas e lineação de estiramento de massa (Lxm1), que sugerem

sentido de fluxo de NE para SW (Foto 6.7). Com a evolução da deformação, essas dobras são

transformadas em dobras isoclinais intrafoliais (Foto 6.6);

iv) Aumento do grau de deformação e consequente redobramento das dobras pré-existentes,

formando figura de interferência em laço (Foto 6.18);

Figura 7.2 - Primeira Fase Evolutiva: Sistema Deposicional Deltáico Lacustrino (NICOLS, 2009).

108

v) Nucleação e/ou reativação das famílias de falhas normais N030º mergulhando tanto para

NW quanto para SE, e N140º, também normal, com mergulho predominantemente para NE.

7.4.3 Terceiro Estágio Evolutivo

i) Mudança no sentido de fluxo do mesmo Slump, sugerida pela nucleação da lineação de

estiramento de massa (Lxm2), pela nucleação das figuras de interferência em bumerangue

(Fotos 6.22) e obliteração da dobra pré-existente por uma foliação que está sendo

rotacionanda no sentido horário (NW para SE);

ii) Evolução do sentido de fluxo do slump de NW para SE (Fig. 7.4), mantida pela atuação de

um campo de tensão com σ 1 com direção N140º e caimento sub-horizontal;

iii) Nucleação de dobras assimétricas, boudins assimétricos, rampas de empurrão (Fotos 6.8,

6.17 e 6.28) que sugerem sentido de fluxo de NW para SE. Com o progresso da deformação,

há um aumento na viscosidade dos sedimentos e consequentemente, há a nucleação de dobras

em bainha e em cúspide (Fotos 6.9 e 6.11);

iv) Aumento do grau de deformação e consequentemente redobramento das dobras pré-

existentes, formando figura de interferência em laço, (Foto 6.19);

v) Aumento do teor de água no sedimento e nucleação de estruturas em chamas assimétricas

com indicação de fluxo de NW para SE (Foto 6.15);

vi) Nucleação e/ou reativação das famílias de falhas normais N030º mergulhando para NW e

N140º, também normal, com mergulho tanto pra NE quanto para SW.

109

Figura 7.3 - Segunda fase evolutiva.

110

Figura 7.4 - Terceira fase evolutiva.

111

7.4.4 Quarto Estágio Evolutivo

Cessação e colapso do fluxo do Slump (Fig. 7.5), com consequente geração de

estruturas de colapso gravitacional, onde o σ1 passa a atuar com caimento Sub-vertical.

i) formação de dobras policlinais (Foto 6.13);

ii) reativação de falhas de empurrão como falhas normais (Foto 6.28).

Figura 7.5 - Continuação da Terceira e Quarta Fase Evolutiva.

112

Capítulo 8 - CONCLUSÃO

As principais conclusões que podem ser tiradas da área de estudo são referentes ao

paleoambiente, ao sentido de fluxo do Slump, ao campo de tensão local e sua relação com o

campo de tensão regional e modelo evolutivo.

Com relação ao paleoambiente de sedimentação da Formação Taquipe, o afloramento

da Praia do INEMA exibe uma sucessão estratigráfica com arquitetura característica de

ambiência deltaica lacustrina (Fig. 7.2). O padrão thickening upwards e coarsening upwards,

que consiste num aumento da espessura das camadas e da granulometria dos sedimentos da

base para o topo (Foto 5.5) sugere a ocorrência de regressão da linha de costa e consequente

progradação das areias da frente deltaica para a região de prodelta. Esse evento possivelmente

está associado ao Trato de Sistema Tectônico de Preenchimento de Rifte (KUCHLE et al.,

2007) da evolução tectono-estratigráfica do Rifte do Recôncavo (Fig. 7.1). O processo de

ressedimentação na Praia do INEMA está restrito à base da coluna estratigráfica, sendo

representado por fluxo gravitacional do tipo Slump.

Dentre as estruturas possíveis de serem nucleadas, estão: i) estruturas associadas ao

estado plástico, ii) estruturas de injeção e iii) estruturas no estado sólido. Há uma

predominância das estruturas no estado plástico, (dobras assimétricas, intrafolial, bainha,

cúspide e Policlinal, interferência em laço, domos e bacias, bumerangue, boudins simétricos e

assimétricos). As famílias de falhas N030º e N140º podem ser interpretadas como as falhas

extensionais longitudinais, ilustradas na Fig. 4.16, que estão associadas à movimentação

lateral do corpo do slump, sendo a família N030º pertencente ao primeiro sentido de fluxo e a

família N140º associada ao segundo sentido de fluxo.

A análise das estruturas sedimentares associadas da Praia do INEMA possibilitou

propor que, após a instalação do sistema deltaico lacustrino, as rochas passam a fluir na forma

de fluxo gravitacional do tipo Slump. Possivelmente esse Slump fluiu em dois sentidos. Num

primeiro estágio, o Slump flui de NE para SW na forma de leque. Posteriormente o

movimento do Slump passa a fluir no sentido de NW para SE. Essa mudança no sentido de

fluxo obliterou estruturas anteriores, nucleou novas estruturas e redobrou dobras existentes

em forma de bumerangue. Esses fatos denotam uma história deformacional polifásica para o

fluxo gravitacional do tipo Slump da Praia do INEMA. No segundo estágio de fluxo de NW

para SE são nucleadas dobras em bainha que, possivelmente, evidenciam estágio avançado na

evolução do fluxo do slump.

113

As rochas da Praia do INEMA passaram por quatro fases evolutivas. A primeira foi

dominada por processos de sedimentação, enquanto que as três seguintes foram dominadas

por processos de ressedimentação, que possibilitaram a formação do fluxo gravitacional do

tipo Slump.

A análise das orientações 3-D do tensores principais do campo de paleotensão local

da Praia do INEMA sugere que as direções N030º e N140º constituíram-se direções

preferenciais de compressão local que podem ter contribuído para o disparo do fluxo

gravitacional do tipo Slump. Após a atuação de uma tectônica compressiva local, ocorreu uma

tectônica gravitacional de colapso do slump, que nucleou dobras policlinais, típicas da fase de

colapso do fluxo gavitacional do tipo Slump.

O tensores principais do campo de paleotensão que nuclearão e/ou reativação as

falhas com direções N030° e N140°, associado as elevadas taxas de aporte sedimentar,

propiciada pela dinâmica de preenchimento estratigráfico do trato de sistema de

preenchimento de rifte, podem ter atuado como "motor" do Slump.

O campo de paleotensão local da Praia do INEMA tem íntima relação com o campo de

paleotensão regional relacionado à abertura da Bacia do Recôncavo, pois, estatisticamente, a

direção de alívio de maior representatividade é subparalela à direção da segunda fase de

abertura da Bacia do Recôncavo proposta por Magnavita et al. (2005).

114

Capítulo 9 - REFERÊNCIAS

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ANEXOS

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