EVOLUÇÃO ESTRUTURAL E TERMOCRONOLÓGICA MESO …

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTECENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRAPROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

EVOLUÇÃO ESTRUTURAL E TERMOCRONOLÓGICAMESO-CENOZÓICA DA ZONA DE CISALHAMENTO

PORTALEGRE, NORDESTE DO BRASIL

Autora:MIRNIS ARAÚJO DA NÓBREGA

Orientador:PROF. DR. FRANCISCO HILÁRIO REGO BEZERRA

Departamento de Geologia-UFRN

Co-orientador:PROF. DR. JAZIEL MARTINS SÁ

Departamento de Geologia-UFRN

Dissertação no 38/PPGG

Natal (RN), Fevereiro de 2004.

UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTECENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRAPROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

EVOLUÇÃO ESTRUTURAL E TERMOCRONOLÓGICA MESO-CENOZÓICA DA ZONA DE CISALHAMENTO PORTALEGRE,

NORDESTE DO BRASIL

Autora:MIRNIS ARAÚJO DA NÓBREGA

Dissertação de Mestrado apresentada em16/02/2004, para obtenção do título deMestre em Geodinâmica pelo Programa dePesquisa e Pós-Graduação emGeodinâmica e Geofísica da UFRN.

Comissão Examinadora:

PROF. DR. FRANCISCO HILÁRIO REGO BEZERRA (ORIENTADOR)DG/UFRN

PROF. DR. JAZIEL MARTINS SÁ (CO-ORIENTADOR)DG/UFRN

PROF. DR. JÚLIO CÉSAR HADLER NETO

DRCC/IFGW/UNICAMP

Dissertação no 38/PPGG

Natal (RN), Fevereiro de 2004.

“Um homem encontra um tesouro escondido num campo, mas o esconde

de novo, e cheio de alegria, vai e vende tudo o que tem para comprar

aquele terreno... Porque onde está o teu tesouro, lá também está o teu

coração...” Mt 13 e 6.

Dedico este trabalho aos meus pais, que desde cedo me indicaram o caminho do amor, do

bem, da verdade e da justiça.

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Gostaria de expressar minha gratidão a todas as pessoas que contribuíram

direta e indiretamente para a conclusão deste mestrado. Contudo, em especial,

gostaria de externar meus sinceros agradecimentos:

À Francisco Hilário pela orientação desta dissertação, à Jaziel pela atenção,

orientação, e por tornar o convívio tão agradável.

Ao Prof. Júlio César Hadler Neto sou particularmente grata pelo apoio e

consideração depositada em mim. Ao Dr. Pedro José Iunes pela confiança e

ensinamentos transmitidos. Ao Dr. Sandro Guedes pela orientação e discussões. À

Dra. Rossane Palissari, pelo acompanhamento na etapa de laboratório.

Ao Projeto “Perfuração de Poço em U”, pelo financiamento da pesquisa, na

pessoa do Prof. Dr Francisco Pinheiro Lima Filho, e o Projeto CNPq/CTPETRO nº

461450/01-1. Á CAPES pela concessão da bolsa de Mestrado.

Aos meus pais, Luiz e Lourdes, que sempre se “esforçaram” para serem os

melhores pais do mundo, pelo amor e carinho demonstradas a mim, por tudo sou

muita grata à vocês. À minha irmã Mirlis e a Luiz Netto, que sempre me defendeu e

protegeu á quem tenho muita admiração.

Aos meus amigos, Liliane Cristina, Wellington, Alexandre e Soraia, pelas

alegrias, partilhas, discussões, brigas, demonstrações de companheirismo e de

carinho que nos acompanharam durante todo o curso.

Aos novos amigos, Rose, Débora, Ítalo, Neide e Rosane, que adquiri nesta

etapa de minha vida, que apesar de breve, foram tão intensos.

Também gostaria de agradecer à Dra. Neide pela grande ajuda na fase final de

editoração desta dissertação. Aos bolsistas de iniciação científica, Alexandre,

Elissandra e Milena, pela ajuda na elaboração das figuras.

iii

Aos professores da UFRN pelos conhecimentos transmitidos durante o curso,

aos funcionários do Departamento de Geologia (DG) e Centro de Ciências Exatas e

da Terra (CCET). Em especial, gostaria de agradecer a funcionária Nilda Araújo,

secretária do PPGG, pela eficiência e competência no desenvolver de suas

atividades.

Á Deus, que em Seu infinito amor, quis escolher..........

iv

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A Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPa), localizada no oeste dos Estadosdo Rio Grande do Norte e Paraíba (Nordeste do Brasil), representa um importantelineamento de direção NNE, de caráter transcorrente dextral instalado durante oCiclo Brasiliano (650-500 milhões de anos - Ma). A ZCPa, foi submetida a umaimportante história tectônica rúptil durante o Mesozóico e o Cenozóico (200 Ma atéo presente), que cujos indícios de reativações, propiciaram a formação das baciassedimentares interiores de Gangorra, Pau dos Ferros, Coronel João Pessoa, Icozinhoe Rio do Peixe. A ZCPa/Falha Portalegre, cuja projeção para norte denomina-seFalha de Carnaubais, esteve atuante na abertura do Gráben Potiguar que culminouna instalação da Bacia Potiguar.

Observa-se na região ao longo da ZCPa, o desenvolvimento de diferentespadrões de fraturas: (i) zonas de cataclasitos sobrepostos aos milonitos, (ii) falhas deborda das bacias de direção preferencial NE/SW, colocando em contato rochasgraníticas pré-cambrianas (> 500 Ma) e rochas sedimentares cretáceas (< 140 Ma),(iii) falhas normais que deslocam o acamamento sedimentar das rochas das bacias, e(v) sets de juntas ortogonais sem preenchimento.

As amostras foram coletadas em uma área de aproximadamente 18000 Km2,acompanhando o traço estrutural da zona de cisalhamento/falha. As idades de AFTobtidas das amostras ficaram em um intervalo entre 86±13 e 376±57 Ma, e intervalode tamanho médio de comprimento do traço de 10.9±0.8 e 12.9±1.5 µm. Todas asamostras foram coletadas em granitos neoproterozóicos (~550 Ma), que estão emcontato com a ZCPa/Falha Portalegre.

Para amostras da porção Leste, tem-se a concentração de idades de 103 Ma,comprimento médio de traços de 12,1µm, e altitudes médias de 250m. Para asamostras da porção Oeste, tem-se as idades de traços de fissão em 150 Ma,localmente com idades mais antigas de 345 Ma na região da bacia de Pau dos Ferrose 220 Ma na Bacia de Coronel João Pessoa.

Os modelos de história térmica separados para os dois grupos de amostras. Asamostras do bloco Oeste registram uma história térmica que se inicia no períodoCarbonífero (~325 Ma) ao Permiano (~225 Ma), apontando para um soerguimentogradual deste bloco com baixa taxa de resfriamento até o início do Cretáceo (ca. 140Ma) quando há consistentes registros de um colapso do bloco sugerindo subsidênciae alçamento das isotermas até cerca de 90ºC no Terciário (a 45 Ma). No final doTerciário, até a época recente, foi registrado um soerguimento rápido com erosãoacentuada, possivelmente em resposta a processos tectônicos e denudacionais.

v

As amostras do bloco Leste, embora apresentem algumas similaridades comrelação a processos de resfriamento/aquecimento do bloco Oeste, mostram registrosque começam no Cretáceo (ca. 140 Ma). O bloco Leste registra processo deresfriamento, no final do Mesozóico (ca. 75 Ma). Ambos os blocos mostram,contudo, uma história evolutiva similar no Terciário, com soerguimento e erosão,embora a taxa de denudação/resfriamento no bloco Leste seja mais acentuada,justificada como resposta ao ajustamento da tectônica destes blocos.

Estes dados indicam que um importante evento tectônico, em 140 Ma, ocorriana região, gerando compartimentação dos blocos, com o bloco Oeste “descendo” e oLeste “subindo”, gerando um ambiente propício para formação de calhas estruturaisque evoluiriam para as então bacias interiores a sul, e instalação do Grabén Potiguar,na porção norte. Este evento, interpretado com um processo de rifteamento(processo de rompimento e abertura da crosta terrestre) resulta da atuação deesforços distensionais E-W, o que seria um resultado compatível com os modelos deevolução de Matos (1987, 1992) e Szatmari & Françolin (1987). Já no Terciário,tem-se registro de aquecimento comum nos blocos, que pode ser atribuido aosefeitos de alçamento das isotermas, provocados pelo Vulcanismo Macau na região.

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The Portalegre shear zone (ZCPa), which is located in the Rio Grande doNorte and Paraíba states (Northeastern Brazil), is na important right-lateral,northeast-trending lineament formed during the Brazilian Orogenic Cicle ~ 650-500Ma). The ZCPa experienced na important brittle reactivation from the Mesozoic(~200 Ma) until the present. This reactivation led to the formation of the Gangorra,Pau dos Ferros, Coronel João Pessoa, Icozinho and Rio do Peixe basins. Thereactivation northern parto f the ZCPa that marks the boundary of the Potiguar Basinis denominated Carnaubais Fault.

Several fracture patterns were mapped along the ZCPa: (i) cataclastic zonessuperimposed on a mylonitis fabric, (ii) Northeast-trending, normal faults that markthe limit between Precambrian granitic ocks and Cretaceous basins (< 140 Ma), (iii)normal faults that affect the sedimentary bedding within the basin, and (iv)orthogonal unfilled joint sets.

Samples were collected in a ~18000 km2 area in Neoproterozoic (~500 Ma)granite outcrops, along the ZCPa. These samples yielded AFT ages from 86±13 to376±57 Ma, and the mean track length from 10.9±0.8 to 12.9±1.5 µm. Samples fromthe East block yielded mean ages of 103 Ma, mean track lengtn 12,1µm, and meanaltitude 250m, whereas samples from West block yielded mean ages of 150 Ma,which reach 345 Ma and 220 Ma in the Pau dos Ferros and Coronel João Pessoabasins, respectively.

Thermal history models were sorted out for each crustal block. Samples fromWest block recorded a thermal history from Carboniferous Period (~325 Ma) untilthe Permiano (~225 Ma), when the block experienced gradual uplift until theCretáceous (~140 Ma), when it underwent downfaulting and heating until theTertiary (~ 45 Ma), and it eventually experienced a rapid uplift movement untilrecent times. Samples from the East block presented the same cooling and heatingevents, but at they occurred different times. The East block thermal record started~140 Ma, when this block experienced cooling until ~75 Ma. Both blocks show adenundacion/erosional history more similar in the Tertiary.

The AFT data indicate na important tectonic event ~140 Ma, when the Westblock experienced downfaulting and the East block experienced uplift. This tectonicprocess led to the generation of several sedimentary basins in the region, includingthe Potiguar basin. This tectonic event is also interpreted as a rift process caused byan E-W-trending extension. It the Tertiary, some heating events can be tentativelyattributed to the macau volcanic event.

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��Agradecimentos ............................................................................................................................. iiResumo ......................................................................................................................................... ivAbstract ......................................................................................................................................... vi

I – Introdução1. Introdução ........................................................................................................................ 012. Proposição do Tema e Objetivos ..................................................................................... 023. Localização da Área de Estudos ...................................................................................... 034. Métodos e Trabalhos Realizados ..................................................................................... 04

II – Contexto Geológico1. Introdução ........................................................................................................................ 062. Embasamento Cristalino .................................................................................................. 06

Faixa Óros-Jaguaribe .......................................................................................... 06Faixa Seridó ......................................................................................................... 08Zona de Cisalhamento Portalegre ....................................................................... 09

3. As Bacias Sedimentares ................................................................................................... 10Bacias Interiores do Nordeste Brasileiro ............................................................ 10

Bacia Gangorra ......................................................................................... 10Bacia Pau dos Ferros ................................................................................ 11Bacia Coronel João Pessoa ....................................................................... 11Bacia Rio do Peixe ................................................................................... 12

Bacia Potiguar ..................................................................................................... 13Tectonismo Mesozóico ......................................................................................... 13Tectonismo Cenozóico .......................................................................................... 16

4. Discussões ........................................................................................................................ 17

III – Reativação de Estruturas Pré-Existentes .............................................................................. 201. Introdução ........................................................................................................................ 202. Fundamentos Teóricos ..................................................................................................... 20

Aspectos sobre Zonas de Cisalhamento e a Transição Dúctil-Rúptil .................. 20Condições para Reativação.................................................................................. 22Critérios de Reconhecimento ............................................................................... 24

3. Resultados ........................................................................................................................ 25Zona de Cisalhamento Portalegre ....................................................................... 25Falha Portalegre .................................................................................................. 27Bacias Sedimentares Interiores ............................................................................ 36

IV – Análise de Traço de Fissão em Apatitas .............................................................................. 441. Introdução ........................................................................................................................ 442. Fundamentos teóricos ...................................................................................................... 44

Fissão Espontânea do Urânio .............................................................................. 44Estrutura e Formação dos Traços ........................................................................45Equação da Idade ................................................................................................. 48Annealing dos Traços de Fissão .......................................................................... 50História Térmica .................................................................................................. 52

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3. Procedimentos adotados .................................................................................................. 524. Resultados ........................................................................................................................ 545. Discussões ........................................................................................................................ 61

V – Discussões e Considerações Finais ....................................................................................... 64

VI – Referências .......................................................................................................................... 70

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Figura I.1 – Mapa estrutural com os principais lineamentos...................................................... 03

Figura I.2 – Síntese dos trabalhos efetuados durante o desenvolvimento da dissertação .......... 04

Figura II.1 – Mapa Geológico Simplificado da Província Borborema, Nordeste do Brasil(modificado de Jardim de Sá, 1994) ............................................................................................ 07

Figura II.2 – Esquema da evolução tectônica fanerozóica para a Província Borborema, propostapor Françolin & Szatmari (1987), que resultou na separação dos continentes Sul-Americano eAfricano ....................................................................................................................................... 15

Figura II.3 – Esquema da evolução tectônica fanerozóica da Província Borborema, proposta porMatos (1992) ................................................................................................................................ 16

Figura II.4 – Mapa Geológico simplificado da área da Zona de Cisalhamento Portalegre e suasadjacências (Modificado de Cavalcante, 1999) ........................................................................... 19

Figura III.1 – Bloco Diagrama de um perfil vertical na crosta terrestre de uma zona de falha esua evolução para um zona de cisalhamento dúctil em profundidade. Neste perfil observa-se asregiões de atuação de deformação rúptil, rúptil-dúctil e dúctil, que conhecidem com aclassificação proposta por Ramsay (1980), denominando de zonas de cisalhamento dúcteis,rúpteis e rúpteis-dúcteis. As rochas formadas nestas faixas são as brechas e cataclasitos, geradosem regiões de até 10 Km e milonitos, gerados em regiões com profundidades superiores à de 15Km. Modificado de Twiss & Moores (1997) ............................................................................... 21

Figura III.2 – Configuração de uma zona de cisalhamento, com elementos de primeira esegunda ordem, lineamento principal e suas ramificações, respectivamente.......................................................................................................................................................23

Figura III.3 - Relação entre a razão de tensão (σ1’/σ3’) com ângulo de reativação, θr, necessáriapara se reativar um plano pré-existente, considerando a média do coeficiente de fricção µs = 0.75(retirado de Sibson, 1989).......................................................................................................................................................24

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Figura III.4 – Sistema de Zonas de Cisalhamento Portalegre (ZCPa), que compreende uma zonaprincipal, denominada Zona de Cisalhamento Portalegre, e suas terminações, sendo a NEdenominada Zona de Cisalhamento Olho D’ Água do Milho e Caraúbas, e à SW denominadasZona de Cisalhamento Rafael Fernandes e Icozinho ................................................................... 26

Figura III.5 – Estereogramas de igual área, pólo de projeção inferior destacando: a) pólos dafoliação S3, de trend geral NE-SW das rochas da área; b) disposição suborizontal das lineaçõesLx

3, evidenciando o caráter transcorrente do cisalhamento na região da bacia Gangorra (retiradode Nóbrega, 2002); N=número de medidas ................................................................................. 27

Figura III.6 – Fotos dos granitóides sincrônicos à instalação da Zona de CisalhamentoPortalegre. A) Aspecto milonítico de campo, e B) Aspecto de lâminas delgadas exibindo critérioscinemáticos de movimentação dextral evidenciado pela rotação dos cristais e foliação.......................................................................................................................................................28

Figura III.7 – Sistema de Falhas Portalegre, tendo como estrutura principal o segmento quesecciona a Bacia Rio do Peixe e limita a borda SE da Bacia de Gangorra. Compreende umconjunto de falhas normais com direção NE, e encontra-se instaladas ao longo de seu traçopequenas bacias sedimentares de idade cretáceas ....................................................................... 29

Figura III.8 – Imagem de Satélite do sistema de Falhas Portalegre, tendo como estruturaprincipal o segmento que secciona a Bacia Rio do Peixe e limita a borda SE da Bacia deGangorra. Composição colorida RGB 432 .................................................................................. 30

Figura III.9 – O grupo de fraturas dúcteis-rúpteis. A) Veio de quartzo-feldspático desenvolvidoao longo do plano de falha. Nota-se o arrasto da foliação indicando movimento (localizado a sulda Bacia Gangorra); e B) veio de quartzo cortando rocha pouco deformada .............................. 31

Figura III.10 – Sistema de falhas que agrupa as falhas de borda das bacias sedimentaresestudadas. Corresponde às falhas normais com direção principal NE e direções secundárias paraNW e NE: A) Roseta representando as direções dessas falhas; B) Foto de campo da falhaprincipal de borda NW da Bacia Cel. João Pessoa, com desenvolvimento de uma zona decataclasitos sobrepondo os milonitos da encaixante; e C) Foto de campo na borda SE da BaciaCel. João Pessoa, apresentando contato de falha entre o embasamento e a bacia ...................... 32

Figura III.11 – Sistemas de fraturas caracterizados por falhas transcorrentes de movimentaçãodextral, de padrão ortogonal de direções NE e NW: A) Roseta representando as principaisdireções deste sistema; B) fraturas com preenchimento de hidróxidos de ferro e argilominerais; Ce D) Fotos de campo com falhas deslocando marcadores antigos, em uma cinemática dextral; eE) Esquema de disposição das fraturas conforme modelo de Riedel individualizando as juntas deextensão (T), falhas sintéticas (R), antitéticas (R’) e falhas principais (P).......................................................................................................................................................34

Figura III.12 – Sistemas de fraturas de juntas, com representação das duas direções principaisque constitui um par conjugado, ocorrendo em conjuntos verticais, e o aspecto de campo destegrupo ............................................................................................................................................ 35

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Figura III.13 – Sistemas de fraturas mais jovem identificado na área. A roseta demonstra asdireções de ocorrência deste grupo. A foto apresenta o aspecto de campo, com uma falha dedireção NW-SE deslocando camadas sedimentares; F= falha ..................................................... 35

Figura III.14 – Perfil geológico da Bacia Gangorra. Ressalta-se que a falha de borda (borda SE)possui mergulho sub-vertical, enquanto que o lado NW desenvolve uma borda flexural ........... 36

Figura III.15 – Aspectos da Bacia Coronel João Pessoa. Esta bacia fica bem marcada naimagem de Satélite (composição colorida RGB 432(A) e 471(B)), com contrates em relação aoembasamento encaixado. A topografia expressiva é ressaltada pelos Modelos Digitais deTerrenos (MDT) com visão em 2D (C) e 3D (D), mostrando a expressão topográfica da borda dabacia ..............................................................................................................................................38

Figura III.16 – Perfil (B-B´) ressaltando a falha de borda. Fotografias de campo da borda daBacia Coronel João Pessoa .......................................................................................................... 39

Figura III.17 – Aspectos de terreno da Bacia Icozinho. Contrates da bacia com o embasamentoem imagens de Satélite (composição colorida RGB 432 (A) e 541 (B)) A topografia ressaltadapelos Modelos Digitais de Terrenos (MDT) com visão em 2D (C) e 3D (D), mostrando aexpressão topográfica da borda da bacia...................................................................................... 40

Figura III.18 – Perfil (C-C´)da bacia, ressaltando a falha de borda e a calha estrutural.Fotografias de campo da borda da bacia, com variações topográficas com a sua borda ............. 41

Figura III.19 – (A) Aspectos da Bacia Rio do Peixe. Marcação da bacia com o embasamento emimagem de Satélite (composição colorida RGB 532) A topografia é mais arrasada em relação asdemais bacias, mostrada pelos Modelos Digitais de Terrenos (MDT) com visão em 2D e 3D (B).Perfil (D-D´) da bacia, ressaltando a falha de borda e a subdivisão em sub-bacias de Brejo dasFreiras e Sousa (C) ................................................................................................................. 42

Figura IV.1 – Esquema da fissão do Urânio, que quando bombardeado por um feixe de nêutrons,fissiona, gerando elementos de massa intermediária (La e Ba), emissão de 2 a 3 nêutrons e raiogama, sendo aproximadamente 170 MeV como energia cinética dos dois fragmentos de fissão.....................................................................................................................45

Figura IV.2 – Modelo esquemático de formação de traços de fissão proposto por Fleischer et al.(1965): 1) tem-se a passagem dos fragmentos de fissão no volume cristalino; 2) movimentaçãointersticial na superfície, gerando uma zona de vazios; e 3) o ajuste para o novo campo de stressoriginando o traço latente ............................................................................................................ 46

Figura IV.3 – Modelo esquemático de tipos de traços de fissão na superfície e interior do grão.......................................................................................................................................................46

Figura IV.4 – Processo de ataque em traços perpendiculares à superfície, com VT e VGconstantes e VT > VG................................................................................................................... 47

Figura IV.5 – O comprimento do traço de fissão (l) após o ataque químico (modificado deWagner & Van Der Haute, 1992) ................................................................................................ 48

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Figura IV.6 – Zonas de temperaturas para o mineral apatita. Tem-se a região de zona deapagamento parcial entre 60-120° C, a zona de apagamento total em temperaturas maiores que120ºC, e a zona de estabilidade total em temperaturas inferiores a 60ºC (modificado de Wagner& Van Der Haute, 1992). Os histogramas são representações da população de traços em ummineral, compostos por traços encurtados e traços produzidos em temperaturas menores ........ 51

Figura IV.7 – Disposição das amostras coletadas para Análise de traços de Fissão .................. 57

Figura IV.8 – Distribuição dos comprimentos de traços de fissão em apatitas nas amostrascoletadas; s.e.=desvio padrão e n= número de traços .................................................................. 58

Figura IV.9 – Relações entre idades de traços de fissão com elevação (a) e comprimento médiode traços (b). A região hachurada representa uma faixa de transição de idades de traços de fissãodo bloco oeste para o bloco leste; ITF= idade de traços de Fissão .............................................. 59

Figura IV.10 – Modelos de histórias térmicas construídos a partir de grupos de amostras doBloco Oeste (a) e Leste (b) .......................................................................................................... 61

Figura IV.11 – Evolução dos blocos oeste e leste da ZCPa, proposta baseada na Análises deTraços de Fissão ........................................................................................................................... 63

Figura V.1 – Modelo esquemático da evolução das bacias interiores e Bacia Potiguar. A)configuração dúctil no Pré-Cambriano, em 600-550 Ma, com movimentação de blocostranscorrente dextral; B) Compartimentação de blocos pela Falha Portalegre, entre 140 e 135 Ma,com movimentação normal, propiciando a formação das bacias e abertura do Rift Potiguar; C),Configuração no Terciário, a partir de 45 Ma, com presença de rochas vulcânicas (as distânciasentre os diques do Vulcanismo Macau e a Falha Portalegre foi diminuída para fins deentendimento da figura); e D) configuração atual da área, com a evolução da Bacia Potiguar edeposição das demais camadas sedimentares da sequencia pós-rift e disposição das baciasinteriores....................................................................................................................................... 66

Figura V.2 – Perfil topográfico da Bacia Potiguar (retirado de DNPM, 1998) .......................... 67

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Tabela III.1 – Informações sobre extensão, largura, área e profundidades das bacias estudadas(retirado de imagem de satélite e modelo digital de terreno). A profundidade da Bacia Gangorrafoi retirada de Nóbrega (2002), enquanto a do rio do Peixe de Nogueira et al. (2003) .............. 43

Tabela IV.1 – Resultados da Análise de Traços de Fissão em Apatitas provenientes da região daZona de Cisalhamento Portalegre (RN-CE-PB). As análises foram realizadas no laboratório doGrupo de Cronologia IFGW/UNICAMP. Tem-se o número da amostra com número de traçosconfinados medidos, localização em UTM, com Datum Córrego Alegre 24S, e altitudes médiasda amostragem. A densidade de traços fósseis (ρS) foi medidas na superfície dos grãos e adensidade de traços induzidos (ρI) foi medido nos detectores externos (placas de micas). Ns e NI

representam o número de traços fósseis e induzidos contados respectivamente. P(χ2) representa o

xii

teste de compatibilidade dos dados. TMT é o tamanho médio dos traços de fissão confinados.......................................................................................................................................................55

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I.1 – Apresentação

Este trabalho representa a etapa final do curso de Mestrado no Programa de Pós-

Graduação em Geodinâmica e Geofísica da Universidade Federal do Rio Grande do

Norte – PPGG/UFRN. A sua realização contou com o apoio financeiro dos projetos Poço

em U (ANP/CTPETRO) e CNPq/CTPETRO nº 461450/01-1, apoio logístico do

Departamento de Geologia - DG/UFRN e Centro de Ciências Exatas e da Terra - CCET,

e concessão de bolsa de mestrado da CAPES. Esta dissertação resulta da integração de

dados e interpretações obtidas pelo emprego das metodologias de Análise de Traços de

Fissão em Apatita (ATFA), Modelamento Digital de Terreno, sensoriamento remoto e

análise estrutural de dados de falhas.

Esta dissertação conta com a orientação dos professores Dr. Francisco Hilário

Rêgo Bezerra e Dr. Jaziel Martins Sá, lotados no Departamento de Geologia desta

universidade, e Dr. Júlio César Hadler Neto do Grupo de Cronologia do Instituto de

Física da Universidade Estadual de Campinas – IFGW/UNICAMP.

O interesse em desenvolver a dissertação empregando a metodologia de ATFA foi

fundamentado no desejo de ampliar o nível de conhecimento dos pesquisadores em

técnicas de termocronologia e criação de linha de pesquisa na UFRN, além da formação

de recursos humanos nesta área. Para tanto, houve um convênio firmado entre

pesquisadores da PPGG/UFRN e pesquisadores do Grupo de Cronologia do

IFGW/UNICAMP. Esta integração deu-se por intermédio dos professores orientadores, e

Dr. Pedro José Iunes da Unicamp, e o Dr. Peter. C. Hackspacher, do Departamento de

Petrologia e Metalogenia do Instituto de Geociências e Ciências Exatas da UNESP

(Campus Rio Claro/SP).

Esta dissertação focalizou o lineamento denominado Zona de Cisalhamento

Portalegre, que representa a continuação do Sistema de Falha Carnaubais no

embasamento cristalino.

Nóbrega, M.A. Dissertação de Mestrado/PPGG/UFRN 2

I.2 – Proposição do Tema e Objetivos

Na Província Borborema (PB), extremo Nordeste do Brasil, ocorrem importantes

zonas de cisalhamento pré-cambrianas, sendo a grande maioria de direção E-W ou NE-

SW. Dentre estas, destaca-se a Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPa), geologicamente

bem marcada como um segmento contínuo por várias dezenas de quilômetros de direção

NE-SW, desde o Sul da Bacia Potiguar (BP) no Estado do Rio Grande do Norte, até as

proximidades da cidade se Sousa no Estado da Paraíba. A ZCPa, desenvolvida no

Neoproterozóico (~600 Ma) sob os efeitos do Ciclo Brasiliano, teve o seu caráter dúctil

devidamente estudado por vários autores, tais como Hackspacher & Oliveira (1984),

Morais Neto (1987), Hackspacher & Legrand (1989), entre outros.

Sobrepostos aos milonitos gerados na ZCPa, desenvolveu-se vários sistemas de

falhas relacionados aos pulsos de reativações deste lineamento. Esta zona de

cisalhamento chegou a participar ativamente da compartimentação de bacias fanerozóicas

interiores, tais como a de Gangorra, Pau dos Ferros, Coronel João Pessoa, Icozinho e Rio

do Peixe, bem como da abertura dos riftes mesozóicos na margem passiva, dando origem

à Bacia Potiguar (Figura I.1).

Baseado neste contexto, a presente dissertação teve como principal objetivo

estudar a história estrutural e térmica da ZCPa utilizando o estudo geológico-estrutural e a

ferramenta Análise de Traços de Fissão em Apatita (ATFA). Os principais objetivos da

pesquisa foram: a) estudar a evolução fanerozóica (meso-cenozóica) que ocorreu ao longo

da ZCPa e adjacências, b) determinação da época de reativação da zona de cisalhamento,

c) estudar a evolução termotectônica desta parte da PB, enfatizando as diferenças do lado

oriental e ocidental da ZCPa, bem como sua variação geográfica desde a borda da Bacia

Potiguar, a norte, até a Bacia do Rio do Peixe, a sul, e d) fornecer informações

morfotectônicas que ajudarão no estudo das bacias sedimentares da região.


FIGURA I.1 – Mapa estrutural com os principais lineamentos. Nota-se a expressão do traço da ZCPa e a

associações de pequenas bacias interiores (modificado de Schobbenhous, 1984).

I.3 – Localização da Área de Estudo

A área de trabalho está localizada ao sul da Bacia Potiguar, nas porções Oeste do

Estado do Rio Grande do Norte, Sudeste do Estado do Ceará e Noroeste do Estado da

Paraíba. Compreende toda a área ao longo da ZCPa, com dimensões de aproximadamente

18.000 km2, englobando as pequenas bacias sedimentares interiores supracitadas (Figura

I.1). As cidades referências para o trabalho são: Umarizal, Martins, Pau dos Ferros,

Coronel João Pessoa (RN), Icozinho (CE), Souza, Uiraúna e Brejo das Freiras (PB).

O acesso é feito, a partir de Natal (RN), através da rodovia federal BR-304,

rodovias estaduais, e estradas secundárias não-asfaltadas.

I.4 – Métodos e Trabalhos Realizados


Os métodos e procedimentos adotados estão sintetizados na Figura I.2.

FIGURA I.2 – Síntese dos trabalhos efetuados durante o desenvolvimento da dissertação.

A etapa preliminar teve início com um levantamento bibliográfico a respeito da

geologia da região e aperfeiçoamento no manuseio do software ArcGis 8.1, utilizado para

elaboração dos mapas e geração dos modelos digitais de terreno. Ainda nesta etapa foi

realizada uma viagem de campo na região, com o intuito de reconhecimento da estrutura

regional e coleta de amostras.

Na etapa de laboratório, as amostras coletadas em campo foram selecionadas

segundo sua localização (proximidade com a ZCPa) e litologia. As mesmas passaram por

processos de separação mineral convencionais (densidade e magnética). As amostras

foram encaminhadas para o laboratório do Departamento de Raios Cósmicos e

Cronologia, do Instituto de Física da Universidade Estadual de Campinas


(DRCC/IFGW/UNICAMP), para medidas de traços de fissão. Os procedimentos adotados

e particularidades do método de datação, por Traços de Fissão em Apatita, estão

apresentados no capítulo IV.

A etapa seguinte consistiu no desenvolvimento de trabalhos de manipulação no

Sistema de Informações Geográficas (SIG) e Procedimentos Digitais de Imagens (PDI).

Nos trabalhos de SIG foram utilizados o Sistema ArcGis 8.1, que é a última geração de

ArcView desenvolvido pela ESRI (Environmental Systems research Institute),

compreendendo as aplicações ArcCatalog, ArcMap e ArcToolbox. Os trabalhos foram

inicializados com a estruturação do SIG Portalegre, subdividido em três subprojetos (Data

Frames): Topográfico, Geológico e Toponímia.

Posteriormente iniciou-se a pré análise dos documentos cartográficos existentes na

área, seguidos de scanerização de cartas topográficas, georreferenciamento, digitalização

de dados topográficos e edição dos modelos. A geração de um modelo TIN (Triangular

Irregular Network) para representação do terreno (Modelamento Digital de Terreno –

MDT), cujo objetivo é de melhor visualizar o relevo em 3D, foi construído a partir de

dados da altimetria (pontos cotados e curvas de níveis) extraídos de cartas topográficas na

escala 1:100.000 da SUDENE.

Os trabalhos de PDI, consistiu na geração de imagens coloridas RGB, onde foram

efetuadas várias sobreposições de combinações coloridas da imagem Landsat 7 ETM+,

cena 215-064, ao MDT gerado, obtendo-se resultados satisfatórios na extração de

informações.

Como etapa final deste trabalho, após o tratamento dos dados, efetuou-se a

organização e a interpretação dos dados obtidos, visando a compreensão da evolução da

área e confecção da presente dissertação.

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II.1 – Introdução

A área de trabalho está inserida na Província Borborema (PB) (Almeida et al.,

1977), que compreende uma região com aproximadamente 400.000 km2 no Nordeste do

Brasil. A PB é constituída por terrenos gnáissico-migmatíticos e seqüências

metavulcanossedimentares, que foram deformadas, metamorfisadas e intrudidas por

corpos graníticos durante o Ciclo Brasiliano (0,45-0,70 Ga) (Jardim de Sá, 1994).

Sobrepostos a estes terrenos ocorrem bacias sedimentares fanerozóicas interiores e

marginais (Figura II.1).

Ressalta-se na PB uma complexa estruturação a qual foi submetida ao longo de

sua história geológica, definida principalmente por zonas de cisalhamento com trends E-

W (e.g. lineamentos Patos e Pernambuco) ou NE-SW (e.g. Portalegre, Picuí-João

Câmara, Jaguaribe, Orós, Santa Mônica), que representam extensas zonas de mobilidade

crustal, ativas principalmente durante o Ciclo Brasiliano (Jardim de Sá, 1994).

A região estudada encontra-se em um contexto de reativação de lineamentos pré-

cambrianos. Neste caso, a Zona de Cisalhamento Portalegre, funcionou no Pré-

Cambriano, como um divisor de terrenos da PB, Faixa Orós-Jaguaribe e Faixa Seridó,

dispostos a oeste e leste, respectivamente, deste lineamento (Sá et al., 1995; Jardim de

Sá, 1994). Durante o Fanerozóico, esta zona de cisalhamento tem sido submetida à

deformação rúptil, que culminou na instalação do Rift Potiguar, bacias sedimentares de

pequeno a médio porte, e compartimentação da Bacia Rio do Peixe (Françolin &

Szatmari, 1987; Matos, 1992).

II.2 – Embasamento Cristalino

Faixa Orós-Jaguaribe

A Faixa Orós-Jaguaribe é delimitada ao norte pelas rochas sedimentares

fanerozóicas da Bacia Potiguar, a leste pela Faixa Seridó, a sul pela Faixa Salgueiro-

Cachoeirinha, e a oeste pelo Domínio Ceará Central (Cavalcante, 1999).


Figura II.1 – Mapa Geológico Simplificado da Província Borborema, Nordeste do Brasil (modificado de Jardim de

Sá, 1994).


Este terreno é constituído pelas seqüências supracrustais meso-neoproterozóicas

que sobrepõem as rochas arqueanas e paleoproterozóicas dos Complexos Jaguaretama e

Iracema (Cavalcante, 1999). A Faixa Orós é composta por rochas metassedimentares e

metavulcanoclásticas, denominado de Grupo Orós por Sá (1991), seguido da unidade de

augen gnaisses da Suíte Magmática Serra do Deserto, sobreposto ao Complexo

Jaguaretama. A Faixa Jaguaribe corresponde a uma estreita faixa de rochas

metavulcanossedimentares associadas a augen gnaisses e biotita ortoganisses, formando

um conjunto que inclui fatias de um embasamento gnáissico-migmatítico do Complexo

Iracema e granitóides intrusivos relacionados às suítes magmáticas neoproterozóica (e.g.

complexos granitóides Pereiro, Senador Pompeu, Saboeiro, Mel, São Paulo e Catarina)

(Cavalcante, 1999).

As rochas metassedimentares desta faixa apresentam uma idade de 1800 Ma, no

final do Paleoproterozóico, com início do processo de sedimentação associada a efeitos

de distensão crustal, após cessarem os efeitos compressivos do Ciclo Transamazônico

(2,0-1,9 Ga). Com o desenvolvimento deste processo, colapso de terrenos ocorreu

simultaneamente à formação de falhas, as quais controlaram a forma alongada dos

granitos anorogênicos, que intrudiram 100 Ma depois do inicio da formação da Bacia

Orós. Os granitóides foram arranjados, geralmente, segundo suítes magmáticas pré a pós-

tectônicas, com idades distribuídas entre 800 e 500 Ma. Todas estas rochas foram

aglutinadas, amalgamadas e deformadas durante o Ciclo Brasiliano (Sá, 1995).

Faixa Seridó

A Faixa Seridó é delimitada ao norte e a leste pela rochas sedimentares

fanerozóicas das bacias Potiguar e Pernambuco-Paraíba, respectivamente, a sul pela Zona

de Cisalhamento Patos, marcando o limite com a Faixa Salgueiro-Cachoeirinha, e a oeste

pela Zona de Cisalhamento Portalegre, definindo seu limite com a Faixa Orós-Jaguaribe

(Jardim de Sá, 1994).

Quatro unidades tectono-estratigráficas constituem a Faixa Seridó: (i)

embasamento gnaíssico-migmatítico paleoproterozóico, denominado de Complexo

Caicó; (ii) rochas supracrustais proterozóicas representadas por metassedimentos e

metavulcânicas, denominadas de Grupo Seridó; (iii) rochas graníticas paleoproterozóicas,

representadas por augen gnaisses granodioríticos a graníticos e metapegmatitos, que


intrudem as rochas do embasamento e a formação basal do Grupo Seridó, denominadas

de "granitóides G2" (Jardim de Sá et al., 1987); e (iv) rochas formadas durante Ciclo

Brasiliano, denominadas de suíte de "granitóides G3", intrudindo as unidades anteriores.

A Faixa Seridó pode ser caracterizada estruturalmente por uma seqüência de

eventos tectono-metamórficos dúcteis, individualizados por Jardim de Sá (1994) em três

eventos deformacionais (D1, D2 e D3). O evento D3, é caracterizado por dobramentos

abertos e instalações de zonas de cisalhamento, compondo estruturas em flor positiva,

além de duplexes transcorrentes/contracionais e espessamento crustal.

Concomitantemente a este evento ocorreu intensa atividade plutônica, representada pelos

"granitóides G3".

A Zona de Cisalhamento Portalegre

A Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPa) representa uma descontinuidade

crustal que ocorre no Oeste do Estado do Rio Grande do Norte, e noroeste da Paraíba,

fazendo parte de um Sistema de Zonas de Cisalhamento transcorrentes dextrais,

localizado ao norte do Lineamento Patos (Figura I.1).

Hackspacher & Oliveira (1984), estudando zonas de cisalhamento de trend NE,

incluindo a ZCPa, reconheceram uma evolução polifásica destas zonas, evolução essa

que culminou em uma intensa milonitização nos granitóides brasilianos. Este caráter

polifásico foi proposto a partir da observação de foliações regionais dobradas e

milonitizadas, e milonitos dobrados, gerados por uma sucessão de reativações brasilianas

ao longo daquelas zonas de cisalhamento. Estruturas de caráter rúptil, superimpostas às

rochas milonitizadas, foram também reconhecidas e analisadas por Hackspacher et al.

(1985), que identificaram estruturas escalonadas com direção NW-SE, e relacionaram-

nas a uma direção de tensão NE atuante no Mesozóico.

Estas reativações de caráter frágil são apontadas como responsáveis pela geração

de pequenas bacias interiores (do tipo semi graben - e.g. Bacia de Gangorra e Pau dos

Ferros), abertura do Rift Potiguar e da Bacia Rio do Peixe, dada a partir de uma extensão

NW-SE durante a fase Syn rift II de Matos (1992). Para este mesmo autor, a ZCPa estaria

associada ao grande trend Carirí-Potiguar, sendo truncada ora pelo lineamento E-W, ora

seccionada pelos sistemas de falhas NW-SE. Neste período a ZCPa teve um

comportamento rúptil. Na região do embasamento ela é denominada Falha Portalegre e


na região da Bacia Potiguar, de Falha Carnaubais (Kinzel, 1988).

Kinzel (1988) em trabalhos na região propôs que, na porção norte da ZCPa, a

ramificação NE (que o mesmo denominou de Zona de cisalhamento Olho D’ Água do

Milho) foi a principal atuante no processo de rifteamento, e que sua continuidade para

norte seria então a Falha Carnaubais (ver detalhes no capítulo III).

III.3 – As Bacias Sedimentares

Bacias Interiores - Bacias do Rifts do Vale do Cariri

As Bacias Rifts do Vale do Cariri são representadas pelas seguintes bacias:

Araripe, Rio do Peixe, Iguatu, Malhada Vermelha, Lima Campos, Icó, Gangorra, Pau dos

Ferros, Icozinho e Coronel João Pessoa, distribuídas entre os estados do Ceará,

Pernambuco, Paraíba e Rio Grande do Norte. Este agrupamento de bacias de pequeno e

médio porte representa, segundo Ponte (1991), os resquícios de uma única bacia

mesozóica pretérita de dimensões regionais, que sofreu uma intensa ação erosiva.

Uma característica peculiar destas bacias é que as mesmas ocorrem associadas aos

grandes lineamentos pré-cambrianos. Além disso, as bacias guardam entre si

similaridades quanto sua origem e evolução. Com o intuito de propor uma normalização

das seqüências estratigráficas, Ponte (1992) identificou três seqüências tectono-

estratigráficas mesozóicas: Seqüência Pré-Rift, Rift e Pós-Rift, que documentam os

respectivos estágios de evolução tectônica.

Na área de trabalho desta dissertação, no âmbito da ZCPa, encontram-se inseridas

as bacias de Gangorra, Pau dos Ferros, Coronel João Pessoa, Icozinho e Rio do Peixe.

Com exceção da Bacia Icozinho, devido à falta de informações na literatura acessível, as

demais serão descritas adiante.

Bacia de Gangorra

A Bacia de Gangorra encontra-se inserida neste contexto de pequenas bacias

interiores no Nordeste brasileiro, localizada no Médio Oeste Potiguar, a 20 km a norte da

cidade de Umarizal. Ela está associada à ZCPa.

Esta bacia foi descrita por Corsino & Tiriba (1985), Silva (1987), Moraes Neto

(1987) e Nóbrega (2002). Corsino & Tiriba (1985) propuseram que esta bacia estaria

encaixada num sistema de falhamentos do embasamento cristalino.

Levantamentos geofísicos realizados na área por Silva (1987), por métodos de


eletroresistividade, propiciaram a delimitação do embasamento cristalino da Bacia de

Gangorra. Os perfis de resistividade forneceram informações sobre a espessura mínima

do capeamento sedimentar da Bacia, gradando de 28m na porção sudoeste, para 209m na

nordeste, com presença de valores anômalos na parte central da bacia.

Nóbrega (2002), baseada em descrições de afloramentos da bacia, juntamente com

dados de perfis de poços tubulares e microscopia, propôs a separação de quatro unidades,

da base para o topo: conglomerados com estratificações cruzadas acanaladas, arenitos

conglomeráticos com estratificações acanaladas à cruzadas tabulares, arenitos grossos

maçiços e arenitos argilosos. Estas unidades estão relacionadas a depósitos de leque

aluvial e fluvial entrelaçado e exibem um acamamento sedimentar 40ºAz/10ºNW e

direções médias de paleocorrentes para SW.

Bacia Pau dos Ferros

Localizada á sudeste da cidade de Pau dos Ferros e a noroeste de Rafael Fernandes

(RN), no Oeste do Estado do Ro Grande do Norte, encontra-se a Bacia Pau dos Ferros.

Pereira (1988) agrupou as rochas desta bacia em três seqüências litoestratigráficas. A

primeira seqüência reúne os arenitos grossos a conglomeráticos, depositados por um

sistema de leques aluviais, e arenitos grossos com intercalações de siltitos, depositados

pelo sistema fluvial entrelaçado, considerados com o de idade cretácea. A segunda

seqüência seria constituída por cascalheiras de idade terciária/quaternária. A terceira

seqüência reúne aluviões e colúvios recentes.

Bacia de Coronel João Pessoa

Inicialmente denominada por Bacia do Rio Nazaré por Medeiros Neto (1981), esta

bacia corresponde a uma calha de 20 km², localizada entre as Serras de São Miguel e São

José (RN), no vale do Rio Nazaré.

Martins (1987) subdividiu as rochas sedimentares em três seqüências

litoestratigráficas. A primeira seqüência composta por rochas cretáceas, constituídas por

pacotes de arenitos finos a médio, micáceos (sistema fluvial de baixa sinuosidade, com

planícies de inundações laterais, confinados em Valleys), arenitos médios a grossos

(sistema fluvial entrelaçado), arenitos grossos a conglomeráticos (sistemas de leques

aluviais), e calcários travertino e calcimicritos silicificados (precipitados em pequenos


lagos ou nos solos salinos, em clima semi-árido). Uma segunda seqüência seria

constituída por cascalheiras de idade terciária/quaternária. Uma terceira seqüência

reuniria aluviões e colúvios recentes.

Bacia do Rio do Peixe

A Bacia do Rio do Peixe, localizada no Oeste do Estado da Paraíba, apresenta uma

geometria interna formada por um conjunto de meios grabens assimétricos (Françolin et

al., 1994). O controle do arcabouço estrutural desta bacia foi exercido pelo arranjo dos

elementos tectônicos preexistentes, tais como as falhas de Malta (E-W) e Portalegre (NE-

SW), que a seccionam em três sub-bacias distintas: Brejo das Freiras, Sousa e Pombal.

Trabalhos geofísicos realizados por Castro & Castelo Branco (1999) e Nogueira et al.

(2003) constataram que as sub-bacias Brejo das Freiras e Sousa possuem 1.900m e

1.700m, respectivamente, de espessura sedimentar.

Esta bacia é composta predominantemente por depósitos terrígenos continentais do

sistema flúvio-deltáico de idade eocretácica do Grupo Rio do Peixe, depositados em uma

fase rift. A seqüência sedimentar da bacia está subdividida em três Formações: Antenor

Navarro, Sousa e Rio Piranha, cujos contatos são gradacionais e a sedimentação

sintectônica (Lima Filho, 2002).

A Formação Antenor Navarro é composta predominantemente por conglomerados

e arenitos grossos feldspáticos, associado com arenitos médios a finos, e intercalações de

siltitos e argilitos avermelhados. Esta formação foi depositada em um sistema do tipo

fluvial braided e leques aluviais.

A Formação Sousa é caracterizada pela predominância de folhelhos e siltitos

avermelhados e delgadas lentes de calcários, margas e corpos intercalados de arenitos

finos a grossos. As características litofaciológicas desta formação sugerem uma

sedimentação em águas calmas, em ambiente lacustre raso/planície de inundação, com

influência fluvial.

A Formação Rio Piranhas é composta por arenitos grossos conglomeráticos,

intercalações de siltitos e argilitos avermelhados. Constitui uma fase de reativação dos

falhamentos no final do período de calma tectônica, sinalizando uma volta do sistema de

leques aluviais e fluviais braided como resposta ao soerguimento relativo do

embasamento e a deposição de sedimentos sintectônicos (Lima Filho, 2002).


A Bacia Potiguar

A Bacia Potiguar ocupa uma área total de 48.000 km². Seu arcabouço estrutural

compõe-se de uma calha de direção geral NE-SW, margeada por duas plataformas rasas

(Aracati e Touros) segmentada por quatro meios-grabén e altos relativos entre eles.

Atualmente, as rochas da Bacia Potiguar estão divididas em três grupos: Areia

Branca, Apodi e Agulha (Araripe e Feijó, 1994). O Grupo Areia Branca, cujas rochas são

geradoras de petróleo, representa a base da coluna estratigráfica da bacia e reúne as

formações Pendências, Pescada e Alagamar, de conteúdo predominantente clástico. O

Grupo Apodi, constituído pelas formações Açu e Jandaíra, teve seu sentido ampliado

para conter também as formações Ponta do Mel e Quebradas. O Grupo Agulha é

constituído pelas Formações Ubarana, Guamaré, Tibau e Macau, formadas por rochas

carbonáticas.

Três principais estágios tectônicos podem ser distinguidos no registro

estratigráfico da Bacia Potiguar: rifte, transicional e drifte. Durante o primeiro estágio, a

subsidência e a sedimentação foram controladas por um mecanismo de extensão e

afinamento crustal, enquanto nos dois últimos os controles foram, basicamente,

resfriamento da crosta e balanço isostático (Souza, 1982).

Tectonismo Mesozóico

Após o período de instalações das zonas de cisalhamentos na região (atribuídas ao

Ciclo Brasiliano), há registro de um importante período de tectonismo, ocorrido no

Mesozóico, onde a crosta litosférica foi atingida por tectonismo tafrogênico, denominado

de Reativação Gondwânica (Almeida, 1977). Este evento propiciou a instalação de bacias

sedimentares mesozóicas, resultante do processo de desestabilização tectônica e

fragmentação continental (abertura do Atlântico Sul), que foi inicialmente marcado pela

implantação do Sistema de Rifts Cretáceos do NE Brasileiro (Matos, 1987), e

posteriormente, pelo processo de ruptura litosférica final, com a implantação de um

sistema de rifts transtracionais ao longo da Margem Equatorial Afro-Brasileira.

Durante o início destes processos, o extremo nordeste da América do Sul foi

submetido a uma variação de esforços, entre o final do Jurássico e o Cretáceo Superior.

Segundo Françolin & Szatmari (1987), a atuação de esforços divergentes E-W no


Jurássico Superior (Figura II.2.a) imprimiu as primeiras manifestações da separação entre

os continentes sul-americano e africano, evoluindo para a formação de uma fratura no

Cretáceo Inferior, iniciado no sul do então continente Gondwana e alastrando em direção

ao norte, moldando-se assim às linhas de fraquezas pré-existentes no substrato. Portanto,

este movimento divergente promoveu uma rotação de sentido horário na placa sul-

americana em relação à africana. Durante o Cretáceo Inferior, o pólo dessa rotação esteve

localizado no Nordeste brasileiro, e permanecido durante todo o Neocomiano, devido à

complexidade estrutural da área (Figura II.2.b).

No Neocomiano, a província pré-cambriana do extremo nordeste do Brasil,

denominada Província Borborema, sofreu uma compressão de direção E-W e uma

distensão N-S, ocasionando a formação e/ou reativação de numerosas falhas na região.

As falhas de direção NE-SW preexistentes foram reativadas por movimentos

transcorrentes dextrais com comportamento transtensional em seu extremo nordeste e

transpressional nas porções sudoeste. O limite entre estes regimes é marcado por uma

linha de diques básicos E-W, denominados Magmatismo Rio Ceará Mirim em 140 a 120

Ma, por Gomes et al. (1981).

As falhas de direção NW-SE foram pouco representativas no Neocomiano. As

falhas de direção NE-SW foram as mais importantes neste período, pois condicionam a

abertura do Rift Potiguar. Elas têm como representante principal a Falha de Portalegre-

Carnaubais, e influiram na formação da Bacia do Rio do Peixe. Neste momento da

evolução da Bacia Potiguar, foram depositadas as seqüências Rifts composta pela

Formação Pendências, não aflorantes na região.

No Aptiano, a Província Borborema foi submetida a uma distensão N-S (Figura

II.2.c), gerada pelo alívio das tensões intraplaca, interrompendo as movimentações

transtracionais e transpressionais nas falhas NE-SW, a sedimentação na Bacia Rio do

Peixe e na porção onshore da Bacia Potiguar. No Albiano, os movimentos

transcorrentes/transformantes ocorreram ao longo da margem equatorial brasileira,

associados a movimentos divergentes E-W entre as placas, propiciando a entrada do mar,

causando uma transgressão marinha (Figura II.2.d). No Maastrichtiano, a compressão N-

S pós-campaniana afetou as Bacias Ceará e Barreirinhas, localizadas a W da Bacia

Potiguar (Figura II.2.e). Ainda segundo Françolin & Szatmari (1987) a Bacia Potiguar

sofreu reflexos desta compressão, evidenciada pelo soerguimento da plataforma


carbonática da Formação Jandaíra e pela reativação de inúmeras falhas na bacia. A

evolução descrita acima é sintetizada na Figura II.2.

Figura II.2 – Esquema da evolução tectônica fanerozóica para a Província Borborema, proposta por Françolin &

Szatmari (1987), que resultou na separação dos continentes Sul-Americano e Africano.

Matos (1987 e 1992) concluiu que a complexidade estrutural do embasamento foi

fator condicionante na formação das bacias sedimentares, onde as zonas de cisalhamentos

com direção E-W pré-existentes atuaram como zonas de transferências. Para este autor, a

cinemática da abertura é explicada por um modelo que assume provável campo de

tensões variando de NW, numa fase onde os continentes ainda compunham o mega-bloco

Gondwana, para E-W, na fase de rifteamento da margem equatorial (Figura II.3).

Matos (1992) discutiu a atuação de um principal episódio de rifteamento (Syn rift

II, posicionado entre o Neo-Barrisiano e o Neo-Barremiano), sendo o responsável pela

intensa deformação distensional com estiramento crustal de orientação WNW-ESE

(Figura II.3.b), que ocasionou a formação de uma seqüência de bacias sedimentares

intracratônicas, orientadas segundo a direção NE-SW, denominada Trend Cariri-Potiguar.

Tais bacias são caracterizadas por uma geometria de meio-graben, separadas por altos do

embasamento, falhas de transferências e/ou zonas de acomodação. O eixo principal do

Trend Cariri-Potiguar coincide com uma concentração de seqüências de faixas


supracrustais geradas e/ou retrabalhadas durante o Ciclo Brasiliano. Uma outra fase, onde

os esforços distensivos máximos atuantes assumem a direção aproximada E-W,

designada de Sin rift III (Neo-Barremiano e o Neo-Aptiano), foram responsáveis pelas

rupturas na porção imersa (Figura II.3.c). Neste período o Trend Cariri-Potiguar foi

abortado e houve a continuação da deposição dos Trends Recôncavo-Tucano-Jatobá e

Gabão-Sergipe-Alagoas, e no offshore da Bacia Potiguar.

Figura II.3 – Esquema da evolução tectônica fanerozóica para a Província Borborema, proposta por Matos (1992)

Tectonismo Cenozóico

Durante o Cenozóico, após a completa separação África-América do Sul, a Placa

Sul-Americana passou por uma série de reajustes internos. A transição Mesozóico-

Cenozóico da Bacia Potiguar deu-se com uma erosão generalizada atestada pela

discordância sobre as formações Jandaíra e Ubarana e posterior deposição da Seqüência

Marinha Regressiva. Cremonini & Karner (1995) propuseram que esta discordância foi


ocasionada por um soerguimento regional, resultante do influxo de calor proveniente da

crosta oceânica que se formava ao longo da margem equatorial. Este soerguimento teria

promovido reativações de falhas importantes, como a Falha de Afonso Bezerra

(Cremonini & Karner, 1995).

Durante o Mioceno, a formação de um amplo domo associado a vulcanismo básico

alcalino, Vulcanismo Macau (Meyer, 1974), ocorreu sob a forma de necks e plugs

dispostos segundo a orientação N-S, estando associado ao alívio de pressão das zonas

arqueadas no Mesozóico (Sial, 1976).

Atualmente o nordeste brasileiro encontra-se sob um regime de esforços

dominantemente compressivos de direção E-W, decorrentes da compressão na Cadeia

Andina, da expansão da Dorsal Meso-Atlântica e da força de arrasto da base da litosfera.

A reativação tectônica é observada a partir de abalos sísmicos em diversas regiões, como

em João Câmara (Assumpção, 1992), bem como pela deformação de marcadores dessa

idade e pelo controle estrutural da paisagem. Como atuação de tensões mais recentes,

observam-se registros que afetam os beachrocks na linha de praia (Caldas, 1998),

controlam os vales estruturais de alguns rios (Bezerra et al., 2001) e padrões de

afloramentos da Formação Barreiras (Lima et al., 1990) na região litorânea.

III.4 – Discussões

A região estudada constitui esta situação limite entre os terrenos Orós-Jaguaribe e

Seridó, representado por um embasamento paleoproperozóico, supracrustais

metassedimentares e plutônicas intrusivas. Estas plutônicas neoproterozóicas foram bem

estudadas por Galindo (1993).

Com relação as bacias presentes na área, há uma uniformidade quanto a unidade

basal, constituídas em geral por sedimentos grossos a conglomeráticos, que podem ser

correlacionados com as rochas geradas na fase rift segundo classificação de Ponte (1992)

para as bacias interiores. E estas mesmas bacias são correlacionadas à fase rift da Bacia

Potiguar (Formação Pendências) pelos autores supracitados.

A representação da área é apresentada na Figura II.3, compilado de Cavalcante

(1999), adicionada de informações de dados de sensoriamento remoto. Ainda foram

retiradas dados dos mapas de Galindo (1993), Nóbrega (2002), Pereira (1988) e Martins

(1987).


A litoestratigrafia da área (Figura II.4) é representada pelo empilhamento das

unidades descritas da base (mais antiga) para o topo (mais jovem):

(i) Embasamento Cristalino, pertencente ao Complexo Caicó composto por ortognaisses

de composição granítica à granodiorítica, na porção leste da Zona de Cisalhamento

Portalegre, e ortognaisses e paragnaisses migmatizados pertencentes ao Complexo

Iracema na porção oeste;

(ii) Rochas vulcanosedimentares da Formação Jucurutu e Grupo Orós, com biotita

gnaisses com intercalações de mármore e calciossilicáticas;

(iii) Augen gnaisse fortemente foliado, com xenólitos de biotita gnaisses;

(iv) Granitóides profiríticos, incluindo o granitóide Prado, Umarizal, Quixaba e Pereiro;

(v) Rochas sedimentares cretáceas e sedimentos cenozóicos.


Figura II.4 – Mapa Geológico simplificado da área da Zona de Cisalhamento Portalegre e suas adjacências

(Modificado de Cavalcante, 1999).

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III.1 – Introdução

O presente capítulo tem, por objetivo, apresentar as análises de sensoriamento

remoto, topografia e de campo da reativação rúptil da Zona de Cisalhamento Portalegre.

Com a finalidade principal de distinguir e quantificar os eventos de reativações,

procurou-se utilizar metodologias integradas de análise estrutural, sensoriamento remoto

e modelagem da superfície de terreno. A análise estrutural baseou-se na coleta de dados

de campos, em nível regional, de estruturas e o agrupamento de sistemas de fraturas

(carater rúptil) em uma cronologia relativa durante a história geológica da região.

Quanto ao uso dos produtos de sensoriamento remoto, procurou-se fazer

combinações coloridas RGB da imagem Landsat 7 ETM+, cena 215-064, para obter

padrões de diferenciação das litologias e delimitação das bacias sedimentares.

Outra metodologia consistiu na elaboração de Modelo Digital de Terreno (MDT)

tendo como principal objetivo detectar expressões topográficas geradas pela atividade

tectônica, que mostram boa correlação entre a geomorfologia e as principais direções das

estruturas. O tratamento computacional de dados geológicos e topográficos, e a

visualização simultânea desses dados sobre um MDT, constituiu uma poderosa

ferramenta de investigações geológicas e geomorfológicas, pois além de aprimorar

substancialmente a representação integrada dos dados e a sua interpretação, permitiu

entender os padrões da imagem e como eles se relacionam.

III.2 – Fundamentação Teórica

Aspectos sobre zonas de cisalhamento e a transição dúctil-rúptil

Zonas de cisalhamento são zonas planares relativamente estreitas de alto strain e

de caráter dúctil, entre rochas encaixantes menos deformadas, ao longo das quais os

marcadores são deslocados. O contato dessas zonas com suas encaixantes é uma transição

de trama gradual (Passchier et al., 1993).

Ramsay (1980), classificou as diferentes porções de uma zona de cisalhamento

com relação ao nível crustal, dividindo-as em: dúcteis, rúpteis e rúpteis-dúcteis (Figura


III.1). Uma zona de cisalhamento gerada em profundidades maiores que ~15 km é

caracterizada como dúctil. As zonas de cisalhamento com desenvolvimento em níveis

mais superficias (<10 km) são classificadas como rúpteis ou zonas de falhas e

caracterizadas pelas evidentes descontinuidades entre os blocos da zona deformada. Em

zonas de falhas, os processos de deformação são controlados pelos limites das

propriedades elásticas das rochas e o contato com as suas encaixantes é brusco. Em uma

situação intermediária entre os tipos anteriores, ocorrem as zonas de cisalhamento

rúpteis-dúcteis, nas quais as feições deformacionais dos tipos anteriores, estão associadas

(Passchier et al., 1993).

Figura III.1 – Bloco Diagrama de um perfil vertical na crosta terrestre de uma zona de falha e sua evolução para um

zona de cisalhamento dúctil em profundidade. Neste perfil observa-se as regiões de atuação de deformação rúptil,

rúptil-dúctil e dúctil, que conhecidem com a classificação proposta por Ramsay (1980), denominando de zonas de

cisalhamento dúcteis, rúpteis e rúpteis-dúcteis. As rochas formadas nestas faixas são as brechas e cataclasitos,

gerados em regiões de até 10 Km e milonitos, gerados em regiões com profundidades superiores à de 15 Km.

Modificado de Twiss & Moores (1997).

Para classificação das rochas de falha, foi adotada a classificação de Sibson

(1977), que individualiza as séries dos milonitos e cataclasitos. A primeira é gerada em

níveis crustais profundos e reconhecida por serem rochas altamente deformadas com


foliação bem desenvolvida, predominando processos de recristalização e

neomineralizações. A série dos cataclasitos, gerada em níveis crustais <10 km é

caracterizada por uma trama aleatória, em que predominam os processos de quebramento

e rotação dos grãos. Consequentemente, em um perfil vertical de uma zona de

cisalhamento, encontra-se milonitos em um nível crustal profundo, gradando para

cataclasitos, em porções superiores da crosta terrestre. Na superfície, passa-se para o

domínio das rochas incoesas denominadas de brechas de falha e gouge.

Neste caso, pode-se encontrar milonitos e cataclasitos formados em uma mesma

zona de cisalhamento de grande escala, se tal zona estender-se através de uma seção

considerável da crosta (Figura III.1). Outro caso seria se um soerguimento e erosão

graduais acompanhasse o desenvolvimento de uma zona de cisalhamento dúctil. Em um

tempo geológico mais recente, esta zona seria submetida a novas condições de esforços

tectônicos que propiciasse sua reativação, agora em caráter rúptil, gerando então

cataclasitos sobrepostos aos milonitos.

Comumente, a representação de zonas de cisalhamento é simplificada para um

traço estrutural único e uniforme. Para uma zona de cisalhamento instalada em um

ambiente transcorrente (caso da Zona de Cisalhamento Portalegre), pode ser

individualizada estrutura de primeira ordem (zona principal de cisalhamento) e segunda

ordem (e.g. terminações do tipo “rabo de cavalo”) em ambas extremidades da zona

principal (Figura III.2). Esta disposição configura um sistema de zonas de cisalhamento,

de padrão heterogêneo, além de indicar o sentido da atuação da deformação (Price &

Cosgrove, 1994; Twiss & Moores, 1997).

Condições para Reativação de falha

Uma rocha isotrópica e homogênia, quando submetida a um campo de esforços

triaxiais (condições em que os eixos de tensões σ1 > σ2 > σ3), as falhas se desenvolvem

segundo o critério simples proposto por Coulomb:

ττττ = C + µµµµs (σσσσn – Pf)

Onde τ e σn são, respectivamente, tensões cisalhante e normal, C é uma constante de

coesão da rocha, µs é o coeficiente de fricção e Pf é a pressão de fluido.


Figura III.2 – Configuração de uma zona de cisalhamento com elementos de primeira e segunda ordem, lineamento

principal e suas ramificações, respectivamente.

No caso da existência de planos de fraquezas durante a deformação, tais como

zonas de cisalhamentos e falhas antigas, a facilidade ou não de reativá-los obedece ao

critério proposto por Sibson (1985), onde a constante de coesão da rocha tende para

valores nulos (C�0), resultando em:

ττττ = µµµµs (σσσσn – Pf)

Em termos gerais, o falhamento ocorre quando a coesão interna das rochas é

rompida, propiciando a movimentação dos blocos adjacentes à esta zona. Sobre algumas

circunstâncias, as condições de reativação são favorecidas mediante a atuação de

elevadas pressões de fluidos com σ3’ → 0; caso contrário o diferencial de stress

necessário para reativar superaria aquelas condições requeridas para formação de um

novo grupo de falhas (Sibson, 1985). Porém outros critérios devem ser considerados,

como o ângulo θθθθr, formado entre o plano de fraqueza e a componente de tensão máxima

(σσσσ1). Na Figura III.3, observa-se a relação entre a razão de tensão com ângulo de

reativação, θr necessária para reativar um plano pré-existente, considerando a média de

µs = 0.75.


Figura III.3 - Relação entre a razão de tensão (σ1’/σ3’) com ângulo de reativação, θr, necessária para reativar um

plano pré-existente, considerando a média do coeficiente de fricção µs = 0.75 (retirado de Sibson, 1985).

As falhas, mediante o seu posicionamento em relação ao sistema de esforços,

podem ser classificada como atitudes Andersonianas e atitudes não Andersonianas. No

primeiro caso, as falhas onde o ângulo θθθθr está entre 22º e 32º apresentam-se em

condições favoráveis para reativação.

Critérios de reconhecimento de reativação

Os critérios padrões para reconhecer à reativação de falhas preexistentes são

basicamente estratigráficos, estruturais, geocronológicos e neotectônicos

Os critérios estratigráficos são observados quando há mudanças repetidas na

espessura de pacotes de sedimentos cortados por falhas, repetição de soerguimento de

discordâncias basais, geometria de inversão de bacias, repetição de episódios de

deformação sin-sedimentares, reativação de fraturas do embasamento cortadas por

discordâncias e evidências estratigráficas indiretas.

Os critérios estruturais são mudanças de critérios cinemáticos indicados por

estruturas superpostas, mudanças bruscas da natureza e feições dos produtos de

deformação dentro de uma falha ou zona de cisalhamento e coexistências de sistemas de

fraturas distintas de níveis crustais distintos.


Os critérios geocronológicos são datação direta de produtos de deformação e

evidências indiretas baseadas em datações realizadas em unidades intrusivas. Também

podem ser incluídos neste item, os termocronômetros que, apesar de não ser em um

método geocronológico, fornecem informações sobre idade que a rocha foi submetida a

esforços geradores de calor, correlacionados as idades de reativações. Os critérios

neotectônicos são sismicidade histórica e moderna de falhas antigas, e conjunto de

feições geomorfológicas e antropogênicas cortadas por falhamentos preexistentes.

III.3 – Resultados

Zona de Cisalhamento Portalegre

Na região estudada são comuns os lineamentos pré-cambrianos correspondentes às

zonas de cisalhamentos. Estes tipos de lineamentos, por representarem importantes

descontinuidades crustais, quando submetidos a esforços tectônicos ficam propícios a

reativações, assumindo então o caráter de falha.

A Zona de Cisalhamento Portalegre representa um desses lineamentos de caráter

dúctil, formado em regime transcorrente durante a atuação do Ciclo Brasiliano no

Neoproterozóico (~ 600-550 Ma). Ela é formada por zona principal de cisalhamento, e

lineamentos secundários em ambas extremidades da zona principal (Figura III.4).

O traço da ZCPa foi identificado através da análise da imagem Landsat 7 ETM+ e

de modelo de elevação digital do terreno. Combinado com este trabalho, foram

adicionados os resultados apresentados por Kinzel (1988) e Cavalcante (1999).

Na região tem-se o desenvolvimento de uma zona principal de cisalhamento,

denominada Zona de Cisalhamento Portalegre e suas terminações. A terminação NE é

denominada Zona de Cisalhamento Olho D’ Água do Milho e Caraúbas (Kinzel, 1988); a

SW, denominadas Zona de Cisalhamento Rafael Fernandes e Icozinho (Cavalcante,

1999). Neste trabalho denomina-se este conjunto de lineamentos de Sistema de Zonas de

Cisalhamento Portalegre (ZCPa) (Figura III.4). Este lineamento representa uma estrutura

que separa terrenos pré-cambrianos, que gerou uma intensa milonitização em

ortognaisses (embasamento), rochas metassedimentares (supracrustais) e graníticas

alojadas concominantemente (Hackspacher & Legrand, 1989).


Figura III.4 – Sistema de Zonas de Cisalhamento Portalegre (ZCPa), que compreende uma zona principal,

denominada Zona de Cisalhamento Portalegre, e suas terminações, sendo a NE denominada Zona de Cisalhamento

Olho D’ Água do Milho e Caraúbas, e à SW denominadas Zonas de Cisalhamento Rafael Fernandes e Icozinho.

Esta deformação, porém, retrabalha os fabrics anteriores, S1 e S2, dando origem a

superfície S3, que apresenta um trend NE-SW com mergulhos moderados a fortes para

NW e SE (Nóbrega, 2002) (Figura III.5). Próxima à zona de cisalhamento, a trama S1+S2

nas rochas do embasamento é paralelizada a S3 e promove uma acentuação no

bandamento destas rochas. Nas rochas supracrustais esta deformação imprimiu um fabric

intenso, milonitizando estas rochas e reduzindo a granulometria. Os granitóides exibem

aspecto milonítico, indicando o caráter sintectônico com a instalação da zona de

cisalhamento (Nóbrega, 2002) (Figura III.6).

Observa-se, em campo, as lineações minerais e de estiramento LX3 que também

exibem orientação na direção NE-SW, mergulhando em baixo ângulo para NE e SW


(Figura III.5). Estas lineações são marcadas por alinhamento de minerais de biotitas e

anfibólios (Nóbrega, 2002).

Figura III.5 – Estereogramas de igual área, pólo de projeção inferior destacando: a) pólos da foliação S3, de

trend geral NE-SW das rochas da área; b) disposição suborizontal das lineações Lx3, evidenciando o caráter

transcorrente do cisalhamento na região da bacia Gangorra (retirado de Nóbrega, 2002); N=número de medidas.

No campo da deformação dúctil, a movimentação deste lineamento é identificada

a partir dos critérios cinemáticos (rotação dos cristais) encontrados nos granitóides

(Figura III.6) e pela configuração em mapa da zona, que evidencia uma movimentação

dextral para a mesma.

Falha Portalegre

Esta estrutura compreende um sistema de falhas geradas a partir de reativações da

ZCPa, que geograficamente coincide com o traço da ZCPa. Ao longo deste lineamento

encontra-se a instalação de bacias sedimentares cretáceas (Figura III.7). Em estudos

realizados por Kinzel (1988) na porção norte da área, foi constatado que, no Mesozóico, a

ramificação à NE (Zona de Cisalhamento Olho D’ Água do Milho) do lineamento

principal da ZCPa foi a que melhor respondeu aos processos tectônicos neste período.

Neste trabalho considera-se, então, como o traço principal da Falha Portalegre, a

estrutura que, a sul da área, secciona a Bacia Rio do Peixe e a norte, limita a borda SE da

Bacia de Gangorra (Figura III.7 e III.8).

O detalhamento da área possibilitou o estabelecimento de uma seqüência de

eventos de deformações dúctil-rúptil e fraturas de regime estritamente rúptil. A


observação da cinemática, orientação, estilo e preenchimento das fraturas, em rochas do

embasamento, foi utilizada para posicionar, em uma cronologia relativa, os eventos de

reativação.

Figura III.6 – Fotos dos granitóides sincrônicos à instalação da Zona de Cisalhamento Portalegre. A) Aspecto

milonítico de campo, e B) Aspecto de lâminas delgadas exibindo critérios cinemáticos de movimentação dextral

evidenciado pela rotação dos cristais e foliação.

Em campo, observa-se que ao longo desta falha há o desenvolvimento de

diferentes padrões de fraturas, que foram geradas em diferentes tempos e/ou diferentes

atuações de esforços. Os grupos de fraturas diferenciados foram: fraturas dúctil-rúpteis e

fraturas de caráter exclusivamente rúptil.


Figura III.7 – Sistema de Falhas Portalegre, tendo como estrutura principal o segmento que secciona a Bacia Rio do

Peixe e limita a borda SE da Bacia de Gangorra. Compreende um conjunto de falhas normais com direção NE, e

encontra-se instaladas ao longo de seu traço pequenas bacias sedimentares de idade cretáceas.

Um primeiro padrão agrupa as falhas de caráter dúctil com remobilização do

material quartzo-feldspático da encaixante. Estas podem ser caracterizadas como fraturas

de cisalhamento, com orientações principais de direções NE, e movimentação dextral,

como mostram as feições de arrasto impressas na foliação (Figura III.9.A) na porção

norte da área de estudo, próximo à Bacia de Gangorra. As falhas de direções 24ºAz são as

mais facilmente reconhecidas desta família, por apresentar uma regularidade em sua

distribuição. Observa-se ainda a associação com fraturas do tipo R na direção 54ºAz.

O grupo de fraturas dúcteis-rúpteis destacou-se por ocorrer nas rochas do

embasamento - ortognaisses, biotita gnaisses, mármores e nos granitóides - sendo

distinguidos dois padrões na porção norte da área de estudo: juntas de direções NS, 60º-

40º Az e 330º- 310ºAz (Figura III.9.B), individualizadas pelo preenchimento de quartzo,

indicando assim condições de maior temperatura, ou seja, níveis crustais mais profundos


em relação às fraturas de regime puramente rúptil, que comumente encontram-se

deslocadas por sistemas de fraturas mais jovens (ver Figura III.11.C e D).

Figura III.8 – Imagem de Satélite do Sistema de Falhas Portalegre, tendo como estrutura principal o segmento que

secciona a Bacia Rio do Peixe e limita a borda SE da Bacia Gangorra. Composição colorida RGB 432.


Figura III.9 – O grupo de fraturas dúcteis-rúpteis. A) Veio de quartzo-feldspático desenvolvido ao longo do plano

de falha. Nota-se o arrasto da foliação indicando movimento (localizado a sul da Bacia Gangorra); e B) veio de

quartzo cortando rocha pouco deformada.

As estruturas de caráter estritamente rúptil apresentam várias gerações e quatro

sistemas de estruturas foram identificadas. Estes sistemas foram separados a partir de

imagens de satélites, modelos digitais de terrenos, afloramentos e seus respectivos


mergulhos foram interpretados a partir de dados geofísicos e/ou estimados (ver

respectivos perfis adiante). O primeiro sistema agrupa as falhas de borda das bacias

sedimentares estudadas. Estas são falhas normais com direção principal NE (40-50º Az) e

mergulho vertical a forte, e direções secundárias para NW e NE (Figura III.10.A). Neste

conjunto tem-se o desenvolvimento de zonas de cataclasitos sobrepostos aos milonitos

gerados em condições de temperatura e pressão superiores (Figura III.10.B). Nas regiões

das bacias Gangorra, Rio do Peixe e Icozinho, as falhas mergulham para NW, e nas

regiões das bacias Pau dos Ferros e Coronel João Pessoa, as mesmas mergulham para SE

(Figura III.10.B). No caso da Bacia Icozinho observa-se uma inflexão na estrutura

quando a mesma une-se aos lineamentos E-W.

Figura III.10 – Sistema de falhas que agrupa as falhas de borda das bacias sedimentares estudadas. Corresponde às

falhas normais com direção principal NE e direções secundárias para NW e NE: A) Roseta representando as

direções dessas falhas; B) Foto de campo da falha principal de borda NW da Bacia Cel. João Pessoa, com

desenvolvimento de uma zona de cataclasitos sobrepondo os milonitos da encaixante; e C) Foto de campo na borda

SE da Bacia Cel. João Pessoa, apresentando contato de falha entre o embasamento e a bacia.


Ao longo do plano principal da falha, na porção sul da área de estudo ocorre um

relevo arrasado, e ressalta-se a compartimentação da Bacia Rio do Peixe em duas sub-

bacias: Brejo das Freiras e Sousa. Nas ramificações SW da falha, tem-se o

desenvolvimento expressivo do relevo, marcando o contato das bacias sedimentares

cretáceas com o embasamento cristalino pré-cambriano.

Os outros três sistemas restantes foram identificados na porção norte da área de

estudo, próximo à Bacia de Gangorra. O segundo sistema de fraturas mapeado é

caracterizado por falhas transcorrentes de movimentação dextral, restritas às rochas do

embasamento, tratando-se de um sistema de padrão ortogonal de direções NE e NW

(Figura III.11.A). Este grupo tem como característica principal a presença de

preenchimento de hidróxidos de ferro e argilominerais, de textura homogênea e fina, com

espessuras variando entre 1-3 cm (Figura III.11.B). Estas falhas são facilmente

identificáveis em escala de afloramento e deslocam marcadores antigos (Figura III.11.C e

D). Identificado o movimento principal dextral na direção 70ºAz, individualiza-se as

juntas de extensão (T) de direção 300ºAz, falhas sintéticas (R) de direção 275º-280ºAz,

antitéticas (R’) de 330ºAz e falhas principais (P) com direção 030ºAz (Figura III.11.E).

Em uma cronologia relativa, o terceiro é constituído por juntas mais jovem,

concentradas preferencialmente em duas direções principais, 60º-70ºAz e 300º-310ºAz,

ocorrendo em conjuntos verticais, constituindo um par conjugado (Figura III.12). As

mesmas restringem-se às rochas do embasamento e não apresentam preenchimento.

O quarto sistema identificado consiste em fraturas marcadas no embasamento

cristalino e nas rochas sedimentares, com direções predominantemente NE e

secundariamente NW (Figura III.13). No embasamento este grupo mostra-se fracamente

desenvolvido, geralmente se bifurca ao interceptar fraturas mais antigas e mostram

mergulhos verticais/subverticais. Nas rochas sedimentares são bem marcadas e de fácil

reconhecimento em escala de afloramento e em fotografias aéreas. Podem apresentar

mergulhos subverticais e/ou em planos mergulhando em média 50º para SE, basculando

as camadas sedimentares por falhas inversas.


Figura III.11 – Sistemas de fraturas caracterizados por falhas transcorrentes de movimentação dextral, de padrão

ortogonal de direções NE e NW: A) Roseta representando as principais direções deste sistema; B) fraturas com

preenchimento de hidróxidos de ferro e argilominerais; C e D) Fotos de campo com falhas deslocando marcadores

antigos, em uma cinemática dextral; e E) Esquema de disposição das fraturas conforme modelo de Riedel

individualizando as juntas de extensão (T), falhas sintéticas (R), antitéticas (R’) e falhas principais (P).


Figura III.12 – Sistemas de fraturas de juntas, com representação das duas direções principais que constitui um par

conjugado, ocorrendo em conjuntos verticais, e o aspecto de campo deste grupo.

Figura III.13 – Sistemas de fraturas mais jovem identificado na área. A roseta demonstra as direções de ocorrência

deste grupo. A foto apresenta o aspecto de campo, com uma falha de direção NW-SE deslocando camadas

sedimentares; F= falha.


As bacias sedimentares interiores

As bacias sedimentares interiores instaladas ao longo do sistema de falhas

Portalegre são consideradas de pequeno e médio porte. Estas bacias encontram-se em

bifurcações do sistema da zona de cisalhamento (Gangorra, Pau dos Ferros, Cel. João

Pessoa e Icozinho) e/ou seccionada pela zona de falha principal (Rio do Peixe).

A Bacia Gangorra ocorre em uma zona de bifurcação da falha principal com uma

ramificação à NE. Sua falha de borda, que controla a calha estrutural tem direção NE e

mergulho para NW. Esta pequena bacia é classificada como de semi-graben (expressões

rasas dos rifts que mostram assimetria acentuada), onde a borda SE é limitada por uma

falha principal de mergulho subvertical, enquanto que o lado NW desenvolve uma borda

flexural (Figura III.14) (Silva, 1987). Esta bacia possui uma área de cobertura sedimentar

aflorante de 52,78 km2 (ver tabela III.1) e profundidade de 210m, baseada em dados de

poços perfurados na área. O eixo maior de extensão é de direção NE. A borda desta bacia

não se encontra bem marcada, devido à rocha encaixante ter alto grau de alteração, sendo

muito vulnerável ao intemperismo. O acamamento sedimentar é de 40ºAz/10ºNW e

direções médias de paleocorrentes para SW.

Figura III.14 – Perfil geológico da Bacia Gangorra. Ressalta-se que a falha de borda (borda SE) possui mergulho

sub-vertical, enquanto que o lado NW desenvolve uma borda flexural.

A Bacia Pau dos Ferros é uma bacia de tipo semi-graben, com área de

aproximadamente 67,08 km2, alongada na direção NE e com maior extensão de 21,5 km.

A sua profundidade não foi definida. A falha de borda responsável pelo desenvolvimento


da calha estrutural e que provavelmente evoluiu para instalação desta bacia, posiciona-se

no extremo NW da mesma. A falha possui direção NE e mergulhos vertical. Em

superfície não se observa expressão da falha no relevo, constituindo uma região

aplainada.

A Bacia Coronel João Pessoa é a menor bacia estudada nesta região, compreende

uma área de 21,97 km², com extensão máxima para NE de 9,9 km, com principal falha de

borda posicionada na porção NW da mesma. A falha possui direção NE e mergulho

vertical. Em superfície, observa-se uma expressiva marcação do relevo nesta região. A

bacia encontra-se instalada entre as Serras de São Miguel e São José, no vale do Rio

Nazaré (Figura III.15 e III.16).

A Bacia Icozinho ocorre na região de flexura da ramificação SW da zona de falha

principal com lineamentos E-W. Apresenta uma área de 74,03 km2 com extensões

máximas de 26,16 km e profundidade não definida. Sua falha de borda ocorre na porção

SE e apresenta mergulho para NW. A borda desta bacia encontra-se bem marcada na

topografia, com diferenças de até 300m entre a borda da zona de falha e a bacia

sedimentar (Figura III.17 e III.18).

A Bacia Rio do Peixe apresenta uma geometria interna formada por um conjunto

de meios grabéns assimétricos. Tal configuração resultou de processos conjuntos da

falhas Portalegre (NE-SW) e Malta (E-W). Um aspecto importante nesta bacia é a sua

compartimentação pela falha Portalegre, dividindo-a em duas sub-bacias: a Brejo das

Freiras e Sousa, dispostas à oeste e leste da Falha Portalegre, respectivamente (Figura

III.19). A Sub-bacia Brejo das Freiras possui área em torno de 690,42 km2, com extensão

máxima de 44,92 km na direção NE, cuja profundidade máxima chega a 1900m. A sub-

bacia Sousa possui área de 1026,88 km2, com extensão máxima de 57,40 km na direção

E-W e profundidade de 1100m (Nogueira et al., 2003).


Figura III.15 – Aspectos da Bacia Coronel João Pessoa. Esta bacia fica bem marcada na imagem de Satélite

(composição colorida RGB 432(A) e 471(B)), com contrates em relação ao embasamento encaixado. A topografia

expressiva é ressaltada pelos Modelos Digitais de Terrenos (MDT) com visão em 2D (C) e 3D (D), mostrando a

expressão topográfica da borda da bacia.


Figura III.16 – Perfil (B-B´) ressaltando a falha de borda. Fotografias de campo da borda da Bacia Coronel João

Pessoa.


Figura III.17 – Aspectos de terreno da Bacia Icozinho. Contrates da bacia com o embasamento em imagens de

Satélite (composição colorida RGB 432 (A) e 541 (B)) A topografia ressaltada pelos Modelos Digitais de Terrenos

(MDT) com visão em 2D (C) e 3D (D), mostrando a expressão topográfica da borda da bacia.


Figura III.18 – Perfil (C-C´)da bacia, ressaltando a falha de borda e a calha estrutural. Fotografias de campo da

borda da bacia, com variações topográficas com a sua borda.


Figura III.19 – (A) Aspectos da Bacia Rio do Peixe. Marcação da bacia com o embasamento em imagem de

Satélite (composição colorida RGB 532) A topografia mais é arrasada em relação as demais bacias, mostrada pelos

Modelos Digitais de Terrenos (MDT) com visão em 2D e 3D (B). Perfil (D-D´) da bacia, ressaltando a falha de

borda e a subdivisão em sub-bacias de Brejo das Freiras e Sousa (C).


BACIA EXTENSÃO LARGURA ÁREA PROFUNDIDADE

Gangorra 14,15 Km 3,73 Km 52,78 Km2 ~210 m

Pau dos Ferros 21,5 Km 3,12 Km 67,08 Km2 -

João Pessoa 9,9 Km 2,22 Km 21,97 Km2 -

Icozinho 26,16 Km 2,83 Km 74,03 km2 -

Brejo Freiras 44,92 Km 15,37 km 690,42 Km2 1900 mRio do

Peixe Sousa 57,40 Km 17,89 Km 1026,88 km2 1100 m

Tabela III.1 – Informações sobre extensão, largura, área e profundidades das bacias estudadas (retirado de imagem

de satélite e modelo digital de terreno). A profundidade da Bacia Gangorra foi retirada de Nóbrega (2002), enquanto

a do rio do Peixe de Nogueira et al. (2003).

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IV.1 – Introdução

A datação através do método de Traços de Fissão está baseada na observação

microcóspica e contagem de traços atacados quimicamente, proveniente da fissão

espontânea do urânio nos minerais. Desde o seu desenvolvimento em 1963, o método de

traços de fissão vem atraindo o interesse de físicos, geólogos e outros pesquisadores pelas

respostas e empregos que o método pode proporcionar.

Para o estudo de traços de fissão, comumente utilizam-se os minerais apatita,

zircão e epídoto. Dentre estes, até o momento, a apatita tem sido mais utilizada devido às

facilidades de se obter resultados experimentais, contribuindo para definição dos

parâmetros relacionados à estabilidade e temperatura de formação e retenção dos traços

de fissão.

Estes minerais podem gerar informações sobre idade de traços de fissão e história

térmica de uma determinada região. A historia térmica é um parâmetro importante em

alguns estudos geológicos como, por exemplo, na prospecção de petróleo (Gleadow et

al., 1983) e na prospecção mineral (Naesser, 1984; Etniman et al., 1984 apud Marshak,

1989).

IV.2 – Fundamentos Teóricos

Fissão Espontânea do Urânio

Na natureza observa-se que os núcleos atômicos de elementos muitos pesados

(maior que 92) estão sujeitos a fissão espontânea, ou seja, divide-se em 2 outros núcleos,

mesmo quando não estando sujeitos a perturbações externas. A fissão do Urânio foi

inicialmente estudada por Hahn & Strassman (1939), observando que no

bombardeamento do Urânio (U) por nêutrons, formava elementos de massa intermediária

como o Lantânio (La) e o Bário (Ba) (Figura IV.1). Quando o 235U captura um nêutron, o 236U resultante sofre fissão em 85% dos casos e desexcitação emitindo um raio gama em

15% dos casos. Uma reação de fissão típica é: 235U + n = 236U = 141La + 92Ba + 3n

45

Figura IV.1 – Esquema da fissão do Urânio, que quando bombardeado por um feixe de nêutrons, fissiona, gerando

elementos de massa intermediária (La e Ba), emissão de 2 a 3 nêutrons e raio gama, sendo aproximadamente 170

MeV como energia cinética dos dois fragmentos de fissão.

Estrutura e Formação dos Traços

Existe na natureza ocorrência de vários isótopos que se fissionam

espontaneamente, e.g. 234U, 235U, 238U, 227Th, 228Th, 230Th, 231Th, 232Th e 234Th. Contudo,

apenas o 238U contribui significativamente com a formação dos traços de fissão nos

minerais, porque eles possuem uma meia vida, de fissão espontânea, menor

(aproximadamente 106 anos), e é o mais abundante isótopo de U na natureza.

A passagem dos fragmentos de fissão (Ba, La) através de um material cristalino

produz uma seqüência de defeitos, resultantes do deslocamento de átomos e espaços,

formando uma estrutura linear, comumente referida como traços fósseis, primários ou

latentes. O mecanismo de formação dos traços de fissão proposto inicialmente por

Fleischer et al. (1965 e 1975, apud Marshak, 1989) é o mais aceito pela comunidade

científica (Figura IV.2). Em linhas gerais, pode ser descrito como: 1) A passagem dos

fragmentos de fissão ionizados através do volume cristalino, deslocando os átomos e

elétrons; 2) A movimentação intersticial na superfície, formando uma zona de vazios,

gerados pela força de repulsão de Coulomb entre os núcleos dos átomos deslocados; e 3)

O ajuste do novo campo de stress, constituído por vazios e interstícios gerados (traços

fósseis ou induzidos).

Os traços fósseis, produzidos cumulativamente no mineral apatita, possuem um

comprimento inicial na ordem de 16,3±1µm (Gleadow, 1986), e um diâmetro da ordem

de alguns Ângstroms. Se a superfície do mineral é então polida e submetida a um ataque

químico adequado, os traços que se estenderam até a superfície ficam amplificados

(revelados) com um diâmetro de algumas micras, e podem ser observados ao microscópio

óptico comum.

46

Figura IV.2 – Modelo esquemático de formação de traços de fissão proposto por Fleischer et al. (1965): 1) tem-se a

passagem dos fragmentos de fissão no volume cristalino; 2) movimentação intersticial na superfície, gerando uma

zona de vazios; e 3) o ajuste para o novo campo de stress originando o traço latente.

Dois tipos de traços revelados podem ser observados na superfície do grão. Um

primeiro tipo engloba os traços que cortam a superfície polida (traços superficiais) e são

contados para determinação da idade. O outro tipo compreende os traços confinados

encontrados no interior do cristal, os mesmos são atacados devido à intercessão com um

traço superficial ou com uma fratura no grão, respectivamente classificados como TINTs

(Track IN Track) ou TINCLEs (Tracks IN CLEavage) (Brandari et al., 1971 apud

Wagner & Van Der Haute, 1992) (Figura IV.3).

Figura IV.3 – Modelo esquemático de tipos de traços de fissão na superfície e interior do grão.

No ataque químico, o solvente reage preferencialmente em regiões de elevada

energia livre encontrada ao longo dos traços fósseis. O traço então revelado, resulta da

ação simultânea do ataque ao longo do traço e na superfície polida. Com base nisto,

47

alguns parâmetros são distinguidos (em função da composição do mineral e, a

composição, concentração e temperatura do reagente): VT - velocidade do ataque ao

longo do traço, e VG - velocidade do ataque na superfície polida.

Considerando o ataque de traços perpendiculares à superfície, onde VT e VG são

constantes e VT > VG (condição necessária para o traço ser revelado), o traço é então

dissolvido a uma profundidade VT t (t é o tempo de ataque químico) e a espessura da

superfície dissolvida é VG t (Figura IV.4). O comprimento do traço (l) é dado pela

seguinte relação (Fleischer et al., 1975 apud Marshak, 1989):

l = ( VT - VG ) t

e o ângulo formado entre a borda dissolvida e o traço é definido como:

θ = arc sen ( VG / VT )

Figura IV.4 – Processo de ataque em traços perpendiculares à superfície, com VT e VG constantes e VT > VG. A

profundidade de dissolução do traço é expressa por VT t, e a espessura da superfície dissolvida é VG t (Modificado

de Marshak, 1989).

48

Para traços inclinados à superfície do grão (Figura IV.5), o ângulo formado entre o

traço e a superfície é denominado φ. Quando o φ é menor que o θ, o traço tende a

desaparecer na zona de dissolução da superfície do grão.

Estes conceitos são considerados em casos simples onde VT e VG são constantes.

Mas, em geral, VT está relacionado com a taxa de ionização (Fleischer et al., 1975 apud

Marshak, 1989) provocada pelos fragmentos de fissão do urânio. A taxa de ionização

decresce do ponto de fissão para o fim do percurso do fragmento. Isto implica que,

quando os traços são atacados, a velocidade da dissolução do traço diminui, mas a taxa de

ataque da superfície não é alterada. Isso pode também gerar o desaparecimento do traço,

mas é gerenciado pelo tempo de ataque químico ao qual o traço é submetido.

Figura IV.5 – O comprimento do traço de fissão (l) após o ataque químico (modificado de Wagner & Van Der

Haute, 1992).

A evolução da revelação do traço evolui com o tempo de ataque, e podem ser

individualizados em três principais fases: 1) Inicial, onde os traços estão no nível dos não

visíveis, 2) fase de aumento na velocidade de ataque e início da revelação dos traços

superficiais, e 3) fase final, onde há diminuição na velocidade do ataque e se revelam os

traços confinados; com o progresso inicia-se o processo de remoção da superfície do

cristal.

Equação da Idade

O Método de Traço de Fissão (MTF) é um dos diferentes métodos que leva em

consideração o decaimento radioativo do urânio (U238). Convencionalmente, a idade

isotópica é uma função da razão da quantidade de isótopos filhos (radiogênicos) e pais

49

(radioativos) encontrado na rocha ou mineral (no decorrer do tempo os isótopos pais vão

gerando isótopos filhos) por decaimento espontâneo. No MTF, os filhos são zonas

cilíndricas denominadas traços de fissão e a idade é baseada no número de traços

acumulados ao longo do tempo e na quantidade de urânio presente na amostra.

No MTF o processo para datação está baseado na relação da quantidade de traços

espontâneos e induzido encontrado na amostra analisada. Os procedimentos para a

determinação de densidade de traços foram primeiramente sugeridos por Prince &

Walker (1963) e Fleicher & Prince (1964). Para o cálculo de Idade de Traço de Fissão

(FTA – Fission Tracks Age), nesta dissertação seguiu-se o modelo proposto por Iunes

(1999) e Bigazzi et al. (2000), que é a utilização de dosímetros (vidros enriquecidos em

U, que ficam previamente calibrados) e filmes finos de Th.

Os traços induzidos são obtidos irradiando-se a amostra em um reator com

nêutrons térmicos. Faz-se a termalização dos nêutrons para que eles fiquem “lentos”,

contudo, ainda há influencia desprezível dos nêutrons epitérmicos, rápidos e Th. Estes

traços podem ser registrados em um detector externo e revelados por ataque químico.

Obtém-se assim a densidade de traços induzidos (ρi) que interceptam a superfície do

detector (Bigazzi et al., 1999, Iunes et al., 2002), pela seguinte relação:

ρi = NU C235 σo φo ε235 = ε NU RM (1)

Onde, Nu é a concentração de átomos de U por volume de amostra, C235 é a concentração

isotópica do 235U no urânio natural, σo é secção de choque do 235U para fissão por

nêutrons térmicos, φo é a fluência dos nêutrons térmicos (n/cm2), ε235 é o fator de

eficiência associado aos traços de fissão do U, ε é a eficiência de contagem (capacidade

que uma pessoa tem em repetir as medidas de traços) e RM é o número da razão de

eventos de fissão durante a irradiação (Iunes, 1999). O valor de RM pode ser obtido da

seguinte relação:

RM = RU + ( NTh / NU ) RTh

Onde, RU é a razão entre o número de eventos de fissão por nuclídeos de urânio durante a

irradiação, NTh a concentração de átomos de 232Th por volume de amostra e RTh é a razão

de eventos de fissão por nuclídeos de tório durante a irradiação. O valor de RU é obtido

pela seguinte relação, mediante medidas do dosímetro de vidro:

ρV = εV NUV RU

50

Onde, ρV é a densidade de traços induzidos no dosímetro, εV é a eficiência de contagem

dos traços e NUV a concentração de átomos de urânio no dosímetro.

E como analogia tem-se a densidade de traços espontâneos (ρs) que interceptam a

superfície do grão polida, é dada pela seguinte relação:

ρs = ε238 Nu θ238 λf ( e (λt ) – 1) (2)

λ

Onde, ε238 é o fator de eficiência associado aos traços de fissão do 238U, θ238 é a

concentração isotópica do U238, λf é a constante de decaimento por fissão espontânea do 238U, e λ é a constante de decaimento do 238U.

Das equações (1) e (2) pode-se escrever a equação da idade:

Onde, � = 1.551x10-10 a-1 segundo Jaffey et al. (1971)

ε238/ ε é a razão de eficiência de contagem de traços fósseis e induzidos,

λf = 8.37x10-17 a-1, segundo Guedes (2001).

Por estar utilizando o método de detector externo (ver adiante), deve-se considerar

o fator geométrico (g), para o cálculo da idade. Assim:

onde, g = 0.55 segundo Jonckheere (2003), é um fator de correção a ser considerado

quando utiliza-se o método detector externo (mica/apatita).

Annealing de Traços de Fissão

Desde do início da aplicação deste método, alguns estudos demonstraram que os

traços de fissão eram sensíveis a variações de temperaturas (Bigazzi, 1967). Nesta

ocasião, os átomos, que foram deslocados durante a formação dos traços, retornam ao

lugar de origem, depois da amostra sofrer um determinado tratamento.

Para cada mineral existe um intervalo de temperatura denominado zona de

51

apagamento parcial (ZAP) ou zona de retenção parcial dos traços de fissão, na qual os

traços são acumulados, ou apagados progressivamente. Para temperaturas acima deste

intervalo, na chamada zona de apagamento total (ZAT) ou zona de não retenção, todos

os traços formados são apagados rapidamente, enquanto que para temperaturas inferiores

as da ZAP, todos os traços ficarão preservados no seu comprimento maior, na chamada

zona de estabilidade total (ZET) (Gleadow et al., 1986; Green et al., 1989). Para o

mineral apatita, tem-se a região de ZAP entre 60-120° C e a ZAT na região de

temperatura maior que 120ºC, e a ZET em temperaturas inferiores a 60ºC (Figura IV.6).

Figura IV.6 – Zonas de temperaturas para o mineral apatita. Tem-se a região de zona de apagamento parcial entre 60-120° C, a zona de apagamento total em temperaturas maiores que 120ºC, e a zona de estabilidade total em temperaturas inferiores a 60ºC (modificado de Wagner & Van Der Haute, 1992). Os histogramas são representações da população de traços em um mineral, compostos por traços encurtados e traços produzidos em temperaturas menores.

Este processo, função da temperatura é denominado de annealing, que gera então

um encurtamento do comprimento e/ou apagamento dos traços. Alguns fatores podem

influenciar neste processo de annealing dos traços de fissão (Green et al., 1986). Fatores

como orientação em relação ao eixo cristalográfico C e composição química (relação da

razão de CL e F nas amostras) (Green et al., 1986), encontram-se melhor discutidos na

52

literatura, enquanto fatores como pressão, defeitos e strain também podem influenciar

neste processo, embora não sejam tão estudados quanto os primeiros fatores.

Conseqüentemente, a população de traços em um mineral é composta por traços

encurtados e traços produzidos em temperaturas menores (Figura IV.6). Todos eles são

usados no cálculo da idade, que é uma idade aparente e que pode ser corrigida mediante o

comportamento dos comprimentos de traços medidos (Bigazzi, 1967; Green, 1988). Uma

curva experimental de L/Lo vs �/�o (Tello, 1998) fornece subsídios para correção da idade

(Tcorr).

O comprimento final de cada traço fóssil é função da ação do binômio (T,t) a que

foi submetido após a formação, pela máxima temperatura à qual o traço esteve

submetido, e é através da observação e contagem dos traços que sofreram ou não o efeito

de annealing, que o método se baseia. Os traços recém-formados na apatita têm

comprimento médio de 16,3±1µm, sendo que os traços fósseis são invariavelmente mais

curtos do que os traços recém-formados (Gleadow et al., 1986).

História Térmica

Segundo Gleadow et al. (1986), a distribuição dos comprimentos dos traços

fornece importantes informações sobre a história térmica porque cada traço forma-se em

um tempo diferente. Novos traços são continuamente produzidos através da história da

amostra e todos têm aproximadamente o mesmo comprimento inicial, sendo que o

comprimento de cada traço individual registra a máxima temperatura experimentada

durante a evolução térmica da amostra. Grupos diferentes de traços experimentaram

diferentes proporções da história térmica total e o grau de encurtamento mostrado por

diferentes traços reflete as condições de temperatura e o tempo às quais os mesmos

estiveram submetidos.

Desse modo, a distribuição dos comprimentos dos traços de uma determinada

amostra irá conter o registro integrado da história térmica completa da mesma e pode ser

usada para distinguir os diversos episódios de aquecimento e resfriamento.

IV.3 – Procedimentos Adotados

Na etapa de laboratório, as amostras coletadas em campo foram selecionadas,

mediante localização (proximidade com a ZCPa) e litologia. As mesmas foram britadas,

53

moídas, bateadas e secas. Com o objetivo de separar o mineral apatita, as amostras

passaram por processos de separação convencionais, tanto por densidade (passagem por

um líquido denso -Bromofórmio – CHBr3 – d=2.83), quanto por propriedades magnéticas

(submetido ao separador magnético tipo Frantz e dividido em várias frações magnéticas).

Com o pré-concentrado obtido, iniciou-se a separação em uma lupa e contagem dos grãos

de apatita. As amostras foram levadas para o laboratório do Departamento de Raios

Cósmicos e Cronologia, do Instituto de Física da Universidade Estadual de Campinas

(DRCC/IFGW/UNICAMP), para as medidas de traços de fissão.

Para fazer as medidas de traços, utilizou-se o método de detector externo, por ser

este utilizado no laboratório acima citado. Este método consiste em acoplar uma placa de

mica (detector externo) nas amostras antes da irradiação. Isso permite a contagem de

traços espontâneos e induzidos em igual área, no grão analisado e no seu correspondente

no detector, respectivamente.

No laboratório de Cronologia, os três primeiros estágios fizeram-se necessário

para preparar as amostras e para observar os traços de fissão ao microscópio óptico:

montagem dos grãos em molde e preenchimento por resina líquida (epóxi), polimento dos

grãos até alcançar a geometria 4π do cristal, e ataque químico em solução de HNO3 a 5%

por 60 segundos em uma temperatura de 20oC.

Terminados estes estágios, foram adicionados detectores externos (placas de

muscovita) às amostras e montagem de pastilha, mantendo vidros dopados em urânio

(dosímetros - CN2) nas extremidades e no centro (a fim de calibração da quantidade de

urânio usada na irradiação) e um filme fino de tório (Th – calibração da razão Th/U na

amostra). As amostras foram encaminhadas para irradiação, com nêutrons térmicos, no

Reator do IPEN/CNEN em São Paulo. O conjunto de amostras foi separado em dois

lotes, onde o primeiro corresponde às amostras TF 01-11 e o segundo corresponde as

amostras TF 12-18, irradiados com fluência de (2.38 ± 0.11) x 1015 n/cm2.

As amostras foram separadas e os detectores atacados quimicamente. A amostra,

juntamente com o detector externo correspondente, foram montados em uma lâmina e

preparados para as medidas em microscópio acoplado ao computador. O programa

utilizado foié o Auto Scan Trackscan, que auxilia no mapeamento de grãos (localizando-

os) e correspondência na mica. O microscópio utilizado é dotado de um sistema de eixos

54

(x,y) que possibilita o mapeamento dos grãos de apatita contidos na montagem. As

medidas de densidade foram efetuadas com o auxílio de uma malha quadriculada (10 x

10), acoplada à ocular do microscópio. As medidas de comprimento dos traços

confinados foram efetuadas com o auxílio de uma régua graduada acoplada á outra

ocular, que na objetiva de 100x, possui menor divisão de 1µm.

Na etapa de Gabinete, os dados obtidos de ATFA foram primeiramente

confirmados por cálculos e testes estatísticos. Para os resultados de cada grão, calculou-

se a média e o erro da medida, e para cada amostra, calcula-se a média ponderada, que

leva em consideração o erro de cada grão.

O teste de χχχχ2 foi então utilizado para verificar a qualidade do ajuste das medidas

realizadas. Para a avaliação da qualidade de um ajuste com v graus de liberdade,

estabelece um intervalo de confiança P para valores de χχχχ2v, que é a probabilidade de que

esta afirmativa esteja correta. Os valores de P são comumente tabelados, e aceitam-se

valores de 0.95 a 0.025 (95 a 2.5%). As definições acima podem ser facilmente

encontradas em Bevington & Robinson, (1992) e Vuolo (1992).

Partindo deste estágio, inicia-se a etapa de cálculo das Idades de Traços de Fissão

(FTA – Fission Tracks Age) segundo o modelo proposto por Iunes (1999) e Bigazzi et

al., (2000). Estas idades foram corrigidas segundo modelo proposto por Guedes et al.

(2003), baseando-se na curva experimental de L/Lo vs �/�o de Tello (1998).

As histórias térmicas foram geradas utilizando o programa HTA_D (Hadler et al.,

2001). Estas histórias são construídas segundo o Modelo Inverso proposto por Lutz &

Omar (1991), e geradas aleatoriamente por técnicas estatísticas de MonteCarlo, que

baseia-se nas informações de FTA e padrão de distribuição de comprimento dos traços.

As possíveis histórias aceitas são aquelas que fornecerem dados estatisticamente

compatíveis com as medidas.

IV.5 – Resultados

A partir da delimitação do traço da falha Portalegre e suas ramificações principais,

procedeu-se a amostragem com intuito de caracterizar o contexto de reativação da

estrutura. As amostras forma coletadas em uma área de aproximadamente 18000 km2,

55

acompanhando o traço estrutural da Zona de Cisalhamento Portalegre (ZCPa). A

amostragem foi realizada selecionando amostras à oeste e leste da ZCPa, em altitudes

similares e em granitos neoproterozóicos alojados durante o Ciclo Brasiliano. Estas

condições foram adotadas para que fosse possível realizar comparações e agrupamentos

de amostras.

As informações sobre a análise das amostras estão apresentadas na Tabela IV.1.

Nesta tabela tem-se informações sobre a localização dos pontos coletados, sendo as TF-

01 a 12 distribuídas na região á oeste da ZCPa, e as TF-13 a 18 á leste (Figura IV.7).

Têm-se dados de altitudes médias variando de 100 a 650m, com as maiores altitudes na

porção central (SE de Portalegre) e na ramificação SW (Bacias de Cel. João Pessoa e

Icozinho) da ZC. As informações de altitudes foram retiradas de cartas topográficas da

SUDENE, com variação de cotas de 50m.

A tabela IV.1 ainda apresenta informações sobre números de traços fósseis e

induzidos contados (Ns e Ni), com seus respectivos valores de densidades (�s e �i), e

cálculos estatísticos (P(χ2)) mostrando a compatibilidade dos dados, indicando que há

uma pequena dispersão dos dados refletindo a boa qualidade dos dados. As idades

aparentes e corrigidas calculadas e o tamanho médio dos traços confinados (µm) estão

representados na Figura IV.8.

As idades corrigidas de AFT obtidas das amostras ficaram em um intervalo entre

86±13 e 376±57 Ma. O intervalo de tamanho médio de comprimento dos traços situa-se

entre 10.9±0.8 e 12.9±1.5 µm. Nestes resultados, observa-se alguma heterogeneidade de

distribuição das idades, quando se comparam as amostras em perfis transversais E-W

(diferenças de idades entre rochas localizadas às margens da falha). Pode-se observar a

diferença de idades de traços de fissão nas amostras TF-03 e TF-17, distando cerca de 5

km a oeste e leste, respectivamente, da ZCPa (Figura IV.7). Tais amostras apresentam

diferença de idade de 312 Ma e 105 Ma, respectivamente. Devido a estas diferenças,

reuniram-se as amostras em dois grupos: Oeste e Leste.

56

Latit

ude

Long

itude

Idad

e(M

a)T

MT

Am

ostr

am

Nor

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Lest

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ltitu

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)N

ºC

rista

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sN

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iN

iP(

χ2 )%A

pare

nte

Cor

rigid

a(µ

m)

1(1

0)93

6328

265

3061

100

2312

.119

274

14.6

433

13.

254

.213

9.9

10.9

2(0

4)93

5657

664

0118

100

1018

.413

181

10.9

8710

871

.34

109.

415

2.4

12.0

3(5

6)93

3354

360

8286

550

112

20.5

2257

7.81

186

016

.22

170.

431

2.3

11.1

4(3

2)93

1809

758

7407

200

4125

.333

1016

6.83

227

46.

9623

5.6

375.

611

.45

(33)

9316

470

5865

5620

068

19.7

0313

178.

123

543

14.4

515

5.1

323.

310

.96

(00)

9312

651

5846

5725

08

12.7

1610

02.

925

2310

.37

280

--

7(0

5)93

1101

355

6391

650

198.

368

153

4.97

791

93.5

109.

713

9.9

12.8

8(2

2)93

0939

755

9588

550

718.

794

606

4.71

632

543

.71

121.

623

6.8

11.0

9(3

1)93

0737

556

1586

450

407.

375

290

3.30

613

090

.57

145.

221

3.0

11.7

10(2

4)92

7798

653

7513

400

7010

.929

752

5.66

839

067

.61

125.

718

0.7

11.8

11(2

1)92

8238

756

4103

350

3519

.467

620

12.3

3939

34.

4510

315

1.4

11.7

12(2

0)93

0765

559

0869

250

996.

741

656

6.83

366

529

.21

63.5

86.2

12.2

13(1

9)93

6113

865

8369

150

9611

.412

1050

8.46

777

968

.64

88.1

124.

511

.914

(23)

9355

117

6527

8015

069

10.8

9570

98.

744

569

22.4

381

.511

7.4

11.8

15(0

4)93

4354

562

7179

150

118.

231

896.

936

752.

3277

.610

8.0

12.0

16(2

4)93

2920

361

1936

600

136

10.7

7114

409.

672

1293

4.49

72.9

107.

411

.717

(02)

9330

550

6078

6845

010

14.1

2912

511

.077

9810

.77

83.4

105.

512

.918

(28)

9303

762

5941

4925

055

6.50

785

26.

278

822

13.8

266

.789

.512

.3 T

abel

a IV

.1 –

Res

ulta

dos

da A

náli

se d

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raço

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Cro

nolo

gia

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fina

dos

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idos

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TM

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57

Figura IV.7 – Disposição das amostras coletadas para análise de traços de Fissão.

58

Figura IV.8 – Distribuição dos comprimentos de traços de fissão em apatitas nas amostras coletadas;

s.e.=desvio padrão e n= número de traços.

59

Para as amostras do bloco oeste, observa-se as idades de traços de fissão em

torno de 150 Ma, localmente com idades mais antigas de 376 Ma na região da Bacia

de Pau dos Ferros e 220 Ma na Bacia de Coronel João Pessoa. O tamanho médio dos

traços é de 11,7 µm, indicando que estas amostras sofreram maior ou igual

annealing comparando com as do bloco leste. As altitudes, em média, do bloco oeste

são de 330m. Contudo, observam-se também amostras em altitudes entre 450 e

650m, localizadas nas regiões de Coronel João Pessoa e Icozinho. Estes resultados

encontram-se representados na figura IV.9.

Figura IV.9 – Relações entre idades de traços de fissão com elevação (a) e comprimento médio de traços (b).

A região hachurada representa uma faixa de transição de idades de traços de fissão do bloco oeste para o

bloco leste; ITF= idade de traços de Fissão.

60

Para amostras do bloco Leste, observa-se a concentração de idades de 103

Ma, comprimento médio de traços de 12,1µm, e altitudes médias de 250m, podendo

chegar a 600m, localizado na Serra de Portalegre, porção central da área.

Para melhor visualização dos dados foram construídos gráficos de altitudes vs

idade corrigida e tamanho médio dos traços vs idade corrigidas, representados na

Figura IV.9.A e B. Observa-se uma faixa de transição de idades corrigidas do bloco

Oeste para o bloco Leste, que se dá em torno de 140-135 Ma. indicando que os

blocos estão registrando um evento que interrompe a história de soerguimento dos

blocos.

Com relação aos modelos de histórias térmicas, foram construídos

separadamente para os grupos de amostras dos blocos Oeste e Leste, relacionando o

encurtamento dos traços de fissão com tempo geológico e temperatura (Figura

IV.10. A e B).

A história térmica para o bloco Oeste sugere um resfriamento linear a partir

de 230 Ma, com taxa de soerguimento relativa de 21 m/Ma, considerando um

gradiente geotérmico de 20ºC/km. Este processo foi interrompido, em 140 ma, por

um período de estabilidade com aquecimento, com pico em 45 Ma, e seguido de um

resfriamento linear até o presente com taxa de soerguimento relativa de 61 m/Ma

(Figura IV.10.A)

As história térmicas obtidas para o bloco Leste, sugerem um resfriamento

linear a 105 Ma com taxa de soerguimento relativa de 42 m/Ma, considerando um

gradiente geotérmico de 20ºC/km. Este movimento foi interrompido por um período

de aquecimento, iniciando por volta de 60 Ma com pico de aquecimento em 25 Ma.

Este processo foi seguido de um resfriamento linear até o presente com taxa de

soerguimento relativa de 137 m/Ma (taxa de resfriamento maior que o primeiro)

(Figura IV.10.B)

61

Figura IV.10 – Modelos de histórias térmicas construídos a partir de grupos de amostras do Bloco Oeste (a) e

Leste (b).

IV.5 – Discussões

Numa primeira análise, a partir dos dados obtidos e gerados pelas histórias

térmicas, pode-se pensar numa evolução para a região com compartimentação de

blocos.

Em um primeiro dado temos a diferença de idades entre os blocos, idades

mais antigas no bloco Oeste e mais jovem no bloco Leste. Esta idade traduz a idade

da apatita que começou a reter traços, ou seja, os blocos em processo de

resfriamento passam pela isoterma de 120° C. Vê-se também os tamanhos médio de

traços que são praticamente iguais, significando que os blocos sofreram histórias

térmicas similares.

O bloco Oeste registra uma história térmica que se inicia no final do

Paleozóico, apontando para um soerguimento gradual deste bloco com baixa taxa de

resfriamento até o início do Cretáceo quando há registros de um colapso do bloco

sugerindo subsidência e alçamento das isotermas até cerca de 90ºC no Terciário.

As amostras do bloco Leste, embora apresentem algumas similaridades com

relação a processos de resfriamento/aquecimento do bloco Oeste, mostram registros

que começam no Cretáceo. Observa-se que enquanto o bloco Oeste, neste período,

estava em processo de aquecimento, o bloco Leste registrava processo de

A B

62

resfriamento, evidenciando uma compartimentação tectônica de blocos nesta região,

no final do Mesozóico.

O evento de compartimentação foi registrado pelas idades de traços das

amostras, representado pela faixa de transição de dados, em 140-135 Ma, ocorria na

região, gerando compartimentação dos blocos, com o bloco Oeste “descendo” e o

Leste “subindo”, gerando um ambiente propício para formação de calhas estruturais

que evoluiriam para as então bacias interiores a sul, e instalação do Bacia Potiguar,

na porção norte.

Ambos os blocos mostram, contudo, uma história evolutiva menos

heterogênea no Terciário, com registro de aquecimento comum aos blocos, atribuído

aos efeitos de alçamento das isotermas, provocados pelo Vulcanismo Macau na

região, que gerou domeamento na região, acelerando os processos de erosão. Estes

processos de soerguimento e erosão resultaram do ajustamento da tectônica destes

blocos.

63

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A integração dos resultados de Análise de Traços de Fissão e morfo-estrutural

da área propiciaram o entendimento da evolução fanerozóica da Zona de

Cisalhamento Portalegre (ZCPa).

Os dados de traços de fissão apresentam uma variação de idades tanto em

perfis perpendiculares quanto ao longo da zona da Zona de Cisalhamento Portalegre

(ZCPa). Ressaltou-se a primeira vista uma diferença marcante e consistente entre os

resultados da região a oeste e leste da ZCPa. O bloco Oeste apresenta

sistematicamente idades mais antigas que o bloco Leste. Algumas idades com

valores mais jovens e que são mais próximas à Falha Portalegre podem ser

explicadas por variações de temperaturas provenientes da reativação/movimentação

desta falha, afetando um pouco a estabilidade do sistema.

Nos diagramas onde estão representadas espacialmente as idades, identifica-

se uma faixa situada temporalmente em 135-140 Ma, onde são identificados que

todas as amostras com idades TF maiores que este marcador temporal estão no bloco

oeste e as idades mais jovens estão no bloco oposto. Este dado por si só já sugere

fortemente que a história destes blocos podem ser diferente entre si, com a idade

citada sendo um marcador temporalmente importante na compartimentação destes.

Não por acaso, a instalação da Bacia Potiguar e a compartimentação do Continente

Gondwana nesta parte do Atlântico é atribuída a esta época por vários autores, com

base em outras ferramentas cronológicas. Neste período, com a compartimentação

destes blocos por uma tectônica rúptil provocada pela reativação sobre uma antiga

zona de cisalhamento precambriana, foi gerado um ambiente propício para formação

de calhas estruturais que evoluiriam para as bacias interiores da região e instalação

da Bacia Potiguar, na porção norte (Figura V.1) ressaltando a ligação, quanto ao

início do processo de formação, destas bacias com a Bacia Potiguar.


Este evento, interpretado aqui como um processo de rifteamento, é

consistente com os modelos de evolução de Matos (1987, 1992) e Françolin &

Szatmari (1987) para a Bacia Potiguar. Esta idade é também compatível com o

início de deposição da Formação Pendências entre 138-140 Ma.

Neste contexto, têm-se as pequenas bacias interiores como grabens instalados

durante o cretáceo, cuja evolução formaria bacias maiores, como no caso da Bacia

Potiguar. Com base nisto, pôde-se correlacionar as rochas sedimentares basais destas

bacias com a Formação Pendências (sequência depositada durante o estágio rift da

Bacia Potiguar).

As bacias interiores, formadas/controladas na/pela reativação cretácea da

ZCPa, começaram com a formação das calhas estruturais e subsequente início dos

processos de sedimentação de grandes volumes de detritos, favorecendo a instalação

de leques aluviais, gradando para fluvial entrelaçado. Estes sedimentos seriam

oriundos da própria movimentação da falha e de áreas adjacentes devido ao processo

de erosão na região.

Contudo, durante suas histórias geológicas, foram identificados e

caracterizados outros sistemas de falhas mais jovens, que podem ser resultantes dos

processos de ajustes tectônicos dos blocos. Procurou-se ilustrar esta história

geológica na figura IV.10 que esquematiza a movimentação dos blocos ao longo de

sua evolução geológica desde o Paleozóico. Com relação à falha de borda destas

bacias há indicativos que as mesmas tiveram uma história de evolução mais recente,

como pode ser observado pelas expressões dos relevos nas bordas das bacias e o

basculamentos das rochas sedimentares.

No Terciário, observa-se o registro de aquecimento comum nos blocos,

atribuído aos efeitos de alçamento das isotermas, provocados pelo Vulcanismo

Macau na região, gerando domeamento e aceleração nos processos de erosão. A

idade deste vulcanismo já é amplamente conhecida na região, sendo aqui ratificado

pelos dados de traços de fissão, demonstrando mais uma vez que este

termocronômetro é uma ferramenta importante e que poderá ser usado para registrar


alçamento de isotermas ou corpos magmáticos não aflorantes ou conhecidos em

determinada região, inclusive datando a época de sua formação.

Após o evento no Terciário, tem-se início o processo de resfriamento dos

blocos devido a atuação da erosão (e o abaixamento natural das isotermas),

originando a atual configuração da área estudada. Tendo a exposição das bacias

interiores e evolução da Bacia Potiguar, sintetizados na Figura V.1.

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Figura V.2 –.Perfil topográfico da Bacia Potiguar (retirado de DNPM, 1998). Observa-se a

compartimentação de blocos para o alojamento da bacia e controle desta pela Falha Portalegre, e provável

nível de atual exposição das bacias interiores.

Conforme discutido acima e apresentados nesta dissertação, foram obtidos

utilizado-se uma metodologia ainda pouco conhecida e aplicada em pesquisas em

geociências, principalmente no Nordeste do Brasil. A aplicação específica da

metodologia de Análise de Traços de Fissão ao longo de uma zona de cisalhamento,

como apresentada neste trabalho, é um estudo pioneiro no Nordeste do Brasil.

Contudo, apesar do caráter inicial do mesmo, este trabalho apresenta, a nosso ver,

dados relevantes para o conhecimento da evolução geodinâmica da região, bem

como deverá auxiliar para o desenvolvimento e aplicação desta metodologia em

estudos futuros no Nordeste do Brasil.

É verdade que algumas destas conclusões obtidas pelo Método de Traços de

Fissão, tais como a compartimentação das bacias e atuação de vulcanismos, já são

conhecidas na região por outros dados geológicos. Contudo, ressalta-se que todos

esses dados são extremamente coerentes com os processos geológicos atuantes na

região. Esta indentificação serve para comprovar a funcionabilidade neste tipo de


terreno e situação geológica, fornecendo detalhes adicionais, inclusive da história

térmica, credenciando-o para aplicação em outros terrenos geológicos menos

conhecidos. Adianta-se ainda que é um método com resultados relativamente

rápidos e de baixo custo sem necessitar de investimento elevados para montagem de

um laboratório para tais análises. A sua aplicação, conjugado com outras

ferramentas, e ainda usado em terrenos que envolvem pequenas bacias, pode levar a

uma análise crítica bem apurada da capacidade e utilização destas diversas

metodologias acopladas principalmente a geologia estrutural, traços de fissão e Ar-

Ar.

Esperamos de alguma maneira ter contribuído com este trabalho para a

evolução do conhecimento geológico e para o desenvolvimento de novas etapas da

pesquisa pura e aplicada na área das geociências e da pesquisa científica como um

todo.

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