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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA
LUIS RODRIGUES DOS SANTOS DE OLIVEIRA
DETERMINAÇÃO DOS SENTIDOS DE FLUXOS GRAVITACIONAIS
ATRAVÉS DAS ESTRUTURAS SEDIMENTARES ASSOCIADAS
(FORMAÇÃO TAQUIPE, PRAIA DO INEMA, BAHIA, BRASIL)
Salvador
2013
2
LUIS RODRIGUES DOS SANTOS DE OLIVEIRA
DETERMINAÇÃO DOS SENTIDOS DE FLUXOS GRAVITACIONAIS
ATRAVÉS DAS ESTRUTURAS SEDIMENTARES ASSOCIADAS
(FORMAÇÃO TAQUIPE, PRAIA DO INEMA, BAHIA, BRASIL)
.
Monografia apresentada ao Curso de Geologia,
Instituto de Geociências, Universidade Federal
da Bahia, como requisito parcial para obtenção
do grau de Bacharel em Geologia.
Orientador: Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes
Salvador
2013
3
TERMO DE APROVAÇÃO
LUIS RODRIGUES DOS SANTOS DE OLIVEIRA
DETERMINAÇÃO DOS SENTIDOS DE FLUXOS GRAVITACIONAIS
ATRAVÉS DAS ESTRUTURAS SEDIMENTARES ASSOCIADAS
(FORMAÇÃO TAQUIPE, PRAIA DO INEMA, BAHIA, BRASIL)
Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia,
Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:
Prof. Dr. Luiz César Corrêa-Gomes
Instituto de Geociências – UFBA
Prof. Msc. Roberto Rosa da Silva - Orientador
Petrobras/Instituto de Geociências – UFBA
Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite
Petrobras/Instituto de Geociências – UFBA
Salvador, 27 de março de 2013
4
Vou levar minha alma para passear.
Vou banhá-la com água de cheiro,
Cheiro da moça que me faz sonhar.
Vou cantando, vou tocando com minha mente vou falando.
Vou andar, vou achar a minha vida em qualquer lugar.
Vou chamar Pacha Mama para me ajudar.
5
AGRADECIMENTOS
Agradeço primeiramente a minha família, em especial a minha mãe (Rita), por todo
seu carinho e determinação em vencer as batalhas da vida, que tanto influenciaram no meu
estilo de vida; meu Vô (Martins), por todos os seus ensinamentos na lida com a terra e suas
lindas histórias que despertaram a minha capacidade de imaginar; minha Vó (Joana), por me
ensinar a respeitar as pessoas e aprender um pouco do poder das plantas medicinais; minha
madrinha (Josefa), por te feito o papel de mãe quando necessário.
Não poderia deixa de agradecer a minha querida Tia Dé por todo seu carinho e todos
os conselhos, fundamentais para superar os momentos difíceis. Igualmente, meus sinceros
agradecimentos a Hélio (comandante) por me ensinar a ser multifuncional: estudar, trabalhar e
surfar sem maiores problemas familiares.
Jamais poderei pagar à grande família Velasco (Bizão, Terezinha, Bizinho, Leo Preto,
Carol, Zé, Leka, Lula, Minha vó Cremilda, Carcasinha, Negão, Tiririca, Capoeira, Sacha,
Tutuquinha, Reks, Loloquinha, Sici, Beethovem, Laion e por aí vai....), por terem me
acolhido em sua casa e, acima de tudo, por terem me tratado como mais um filho. Minha
sincera gratidão.
A todos os meus Irmãos da avenida Mamute e integrantes da Equipe Sem perdido não
tem graça: Tio Alucc, Ricardinho, Marquinho, André Sidarta, Tóne, Sablina, Letícia, Peo,
Leo Marola, Camila, Renato, Ramon, Titela, Zezinho, Kiko, Marilia, Gabriela, Elias, Betinho,
Daniel, Filipe, Bebeto, Sadam, Renato Gabiza... Satisfação em conhecê-los.
Meus sinceros agradecimentos a todos os professores que contribuem para a melhoria
do curso de Geologia dessa instituição, em especial aos professores: Telésforo, Simone Cruz,
Haroldo Sá, Michael Holz, André Neto, Osmário, Flávio Sampaio, Ângela.
Sem dúvida essa etapa da vida não seria concluída sem o apoio acadêmico, social e
psíquico do meu mestre e orientador Luiz César Corrêa Gomes. Mestre: palavras não podem
descrever o papel fundamental do senhor na construção de uma nova filosofia de vida em
minha alma. Muito obrigado pela credibilidade nos momentos em que eu mais precisei.
Não poderia esquecer os funcionários do IGEO, que são peças fundamentais para a
sobrevivência deste Instituto. Bossal, Mércia, André, Marcelinho, Gil, Caetano, Andréia, e
outros: muito obrigado por existirem.
6
Queria agradecer à Residência da UFBA por ter me acolhido quando precisei e
parabenizar os Guerreiros residentes que ainda sobrevivem no subterrâneo da liberdade
psíquica e social que a UFBA propicia.
Aos novos amigos e agora colegas de profissão e aos jogadores do Colomy, em
especial: Idney, Kim, Sequela, Gagau, Chapa de Carne, Mostro, Mamãe Urso, Bento,
Tranquilo, Smeagal, Lila, Dira, Chalalá, Caribes, Edu B. Luciano, Tiago Cabrito, Zé Gotinha,
Dilô, Giga, Mileno, Coroa, Sky, Prisquila, Rebeca, Eula, Marcelinho, Bruno Huoya, Bruno
Ovo, Salsicha, Vitinho, Eron (Anibal), Carol Farpela, Decrepito, Cachorra, Mariana Fraga,
Mari de Peo, Sizenando... Enfim... Toda a galera de Geologia da UFBA. ENEGEO não acaba
nunca!!!
À minha querida Cherpinha (Annie) por todos os lindos momentos que vivemos
juntos, ajudamos um ao outro. Você jamais será esquecida.
Caso tenha esquecido alguém, peço sinceras desculpas.
7
RESUMO
Os eventos de fluxo gravitacionais são resultantes da confluência dos processos tectônicos
estratigráficos que atuam na evolução dinâmica dos ambientes nos quais esses fenômenos
ocorrem. Na evolução da Bacia do Recôncavo, mais precisamente na fase rifte, ocorreram
inúmeros fluxos gravitacionais, entretanto poucos estudos foram realizados com o intuito de
restituir os possíveis sentidos desse fluxo, assim como qual a orientação 3-D dos tensores
principais (σ1, σ 2 e σ 3) do campo de paleotensão local e se esse campo de tensão local tem
alguma relação com o campo de tensão regional que atou na formação da Bacia do
Recôncavo. Na Praia do INEMA, Base naval de Aratu, situada no setor sul da Bacia do
Recôncavo, existe afloramentos com excelentes exposições de turbiditos, de ambiência
possivelmente lacustrina deltaica, que apresentam estruturas característica de fluxo do tipo
Slump. As rochas aflorantes na Praia do INEMA foram submetidas a uma sequência evolutiva
composta por quatro fases: a primeira dominada essencialmente por processos sedimentares e
as três seguintes controladas por processos deformacionais e de ressedimentação. Essas fases
nuclearam estruturas que podem ser agrupadas em: i) estruturas primárias, que tem como
principal representante a superfície primária (S0); ii) associadas ao estado plástico, que são
representadas por dobras intrafoliais, assimétricas, em bainha, cúspide, policinal,
redobramento em cela, bumerangue e em domo e bacias, além de boudins simétricos e
assimétricos; (iii) de injeção (liquefação e fluidização), representadas por vulcões de areia e
veios clásticos; (iv) associadas ao estado sólido, representadas por falhas normais e rampas de
empurrão. A análise das estruturas sedimentares associadas da Praia do INEMA sugere a
ocorrência de um fluxo gravitacional do tipo Slump depois da sedimentação que formou a
sequência turbiditica. Possivelmente esse Slump fluiu em dois sentidos. Num primeiro
estágio, o Slump flui de NE para SW sob forma de fluxo não confinado, o que impõe uma
geometria em leque para o corpo do Slump. Posteriormente, o fluxo muda sua direção,
passando a fluir no sentido de NW para SE. A análise das orientações 3-D dos tensores
principais (σ1, σ2 e σ3) do campo de paleotensão local da Praia do INEMA, permite inferir que
as direções N030º e N140º constituíram-se direções preferenciais de forças compressivas que
podem ter atuado como motor de disparo do fluxo gravitacional do tipo Slump. A comparação
da orientação 3-D dos tensores principais (σ1, σ2 e σ3) do campo de paleotensão local com a
orientação 3-D dos tensores principais (σ1, σ2 e σ3) do campo de paleotensão relacionado à
abertura da Bacia do Recôncavo, sugere que os processos e eventos tectônicos atuantes
durante a evolução da fase rifte da Bacia do Recôncavo tenham íntima relação com a
nucleação dos fluxos gravitacionais que ocorrem na Bacia, pois a direção do tensor mínimo
local (σ3) com maior representatividade estatística (N150°) é subparalela ao tensor mínimo
regional (σ3) da segunda fase de abertura da Bacia do Recôncavo.
Palavras-Chave: Bacia do Recôncavo; Formação Taquipe; Sentido de Fluxo gravitacional
(Slump); Campo de Tensão.
8
ABSTRACT
The gravitational flow events results of confluence with stratigraphic tectonic processes that
acts in environments dynamic evolution. In the Recôncavo Basin evolution, rifte phase,
several gravitational flows happened. However there are few studies about restitution of
possible flow senses; understand the 3D orientation of main strain (σ1, σ2, σ3) on local
paleostrain field; and if this field has any relationship with the regional strain of Recôncavo
Basin formation. At the Inema’s beach, Base Naval de Aratu, located in the southern
compartment of the Recôncavo Basin, there are outcrops with excellent exhibitions of
turbidites, probably lacustrine deltaic environment, which have structures characteristic of
Slump-type flow. Those outcrops were subjected an evolutionary sequence with four phases:
the first dominated by sedimentary processes and the rest controlled by deformation and
ressedimentation processes. These phases originated structures that can be grouped into: i)
primary, whose main representative is the primary surface (So); ii) those associated with
plastic state that are represented by intrafolial, asymmetric, sheath, cuspete, polyclinal folds,
cusp refolding, boomerang and dome-and-basin type, besides asymmetric and symmetric
boudins; iii) some originated from injection (liquefaction or fluidization), as area volcanos
and clastics dykes and iv) those associated to solid state, like normal faults and thrust ramps.
The analysis of sedimentary structures suggests there was a gravitational Slump-type flow
after the turbiditic sequence sedimentation. Perhaps this Slump flowed in two senses: in a first
stage, from NE to SW, as an unconfined flow resulting a fan geometry; later, flowed from
NW to SE. The analyze of 3D main tensors (σ1, σ2, σ3) of local paleostrain field of Inema’s
beach suggests that N030 and N140° were compression preferential directions that could be
initiated Slump-type gravitational flow. The comparison between the 3D orientation of the
local main tensors (σ1, σ2, σ3) and the paleostrain field, related to the opening of the
Recôncavo Basin, suggests a relationship between tectonic processes and events during the
rift phase evolution with the nucleation of gravity flows, because the local minimum tensor
direction (σ3) – N150º– is subparallel to regional minimum tensor of second phase,
represented by Recôncavo Basin opening.
Key-words: Recôncavo Basin; Taquipe Formation; Gravitational Flow sense (slump); Strain
Field.
9
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1 - Localização, limites e arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo (MILHOMEM et
al.,2003). ..........................................................................................................................................18
Figura 1.2 – A) Mapas de situação; B) Mapa de localização e; C) Imagem aérea da área de estudo:
Praia do INEMA - Bahia. ..................................................................................................................21
Figura 3.1 - Compartimentação tectônica do embasamento do sistema de Rifte Recôncaco-Tucano-
Jatobá (Kosin, 2009). ........................................................................................................................30
Figura 3.2 - Seção geológica esquemática do compartimento sul da Bacia do Recôncavo
(MILHOMEM et al., 2003). ..............................................................................................................33
Figura 3.3 - Coluna estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Caixeta et. al. (1994). ..............................36
Figura 3.4 - Paleogeografia das Sequências Sinéclises e Pré-Rifte da Bacia do Recôncavo. Observar
discordância entre as sequências (MEDEIROS & PONTE, 1981 apud MAGNAVITA et al., 2005). ..37
Figura 3.5 - Paleogeografia da Seqûencia Rifte na Bacia do Recôncavo. Observar processos de
argilocinese na Fm. Maracangalha e as camadas arenosas dos membros Pitanga e Caruaçu. Medeiros
& Ponte (1981) apud Magnavita et. al. (2005). ..................................................................................39
Figura 3.6 - Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe (Figueiredo et al., 1994)........40
Figura 3.7 - Blocos diagrama: A) ilustração da primeira fase de quebramento ortorrômbico com (σ1>
σ2 = σ3) e estrias dip slip; B) ilustração da segunda fase, na qual ocorre a acomodação dos blocos
falhados e movimentação dos mesmos no sentido dos depocentros da BR, formando estrias que
variam de obliquas a strike slip (OLIVEIRA et al., 2012)..................................................................41
Figura 3.8 – Mapa do Arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com os compartimentos Sul (S),
Central (C) e Nordeste (N). Modificado de Petrobrás (1993) apud Santos et al. (2005). .....................42
Figura 4.1 - Representação esquemática de um corpo de deslizamento (slide). Observar as zonas
extensionais (porção proximal) e as zonas compressionais (porção distal). Modificado de Stow et al.
(1996). ..............................................................................................................................................46
Figura 4.2 - Representação esquemática de um corpo de escorregamento (slump). Observar as zonas
extensionais (porção proximal) e as zonas compressionais (porção distal). Modificado de Stow et al.
(1996). ..............................................................................................................................................47
Figura 4.3 - Experimento mostrando uma corrente de turbidez bipartida em uma camada basal densa e
laminar e uma camada superior turbulenta. Os clastos se movimentam uns em relação aos outros na
interface das duas camadas, onde o fluxo possui alta velocidade (POSTMA et al., 1988 apud
D’ÁVILA et al., 2008). .....................................................................................................................50
10
Figura 4.4 - Sequência de Bouma completa e os seus mecanismos de deposição inferidos para os
intervalos TA (corrente de turbidez de alta densidade) e TB-E (corrente de turbidez de baixa densidade
desacelerante). Modificado de Posamentier & Walker (2006). ...........................................................52
Figura 4.5 - Arcabouço genético de fácies turbiditicas. Modificado de Mutti (1999). .........................53
Figura 4.6 - Modelo mostrando as principais características dos depósitos gerados por Fluxos
Gravitacionais de Massa - FGM (deslizamentos e escorregamentos) em comparação com os
produzidos por Fluxos Gravitacionais de Sedimento - FGS. Observar a evolução de um FGM para
uma corrente de turbidez. Modificado de Shanmugan & Moiola (1994) apud D’ÁVILA et al. (2008).
.........................................................................................................................................................54
Figura 4.7 - Modelo esquemático de Little Manly Slump. Rrepresenta a transformação de um slump em
um fluxo de massa num intervalo de tempo (T1 a T4). No tempo T5, ocorre a cessação do movimento
do Slump e a deposição de um fluxo de massa por sobre o corpo do Slump. Modificado de Strachan
(2008). ..............................................................................................................................................55
Figura 4.8 - Representação de um corpo de slump, exibindo extensão interna e feições de compressão
nas porções central, lateral e frontal (DEBACKER et al., 2009). .......................................................56
Figura 4.9 - Vista em planta e em secção das estruturas contracionais, extensionais e transcorrentes
geradas internamente ao Slump no estágio de translação em a) e subsequente cessação em b). Na
interpretação desse modelo, a direção de transporte associado com o fluxo ocorre da esquerda para a
direita, sendo indicada pela seta preta, com sequência de empurrão (T1, T2, etc.) mostrada em
vermelho, na parte distal do Slump; e falhas extensionais, na parte proximal do Slump, representadas
em azul (E1, E2 etc.). Modificado de Alsop (2011). ..........................................................................58
Figura 4.10 - Esquema mostrando os quatros membros extremos de interferencias, em planta e em
secção, das estruturas extensionais e contracionais geradas durante a fase de translação (1) e
subsequente cessação do Slump (2) . Em cada situação o observador é indicado por um circulo de cor
preta. Modificado de Alsop (2011). ...................................................................................................59
Figura 4.11 - Representação de um depósito de escorregamento com geração de dobras cilíndricas e de
arrasto. As setas indicam o sentido do fluxo (SMITH, 2000). ............................................................60
Figura4.12 - (a) Diagrama 3D esquemático ilustrando um fluxo de slump, sem possuir variação no
eixo das dobras. (b) Evolução de um corpo de slump com rotação dos eixos das dobras. Modificado de
Strachan & Alsop (2006). ..................................................................................................................61
Figura 4.13 - a) Dobra formada por zona de cisalhamento paralela à direção de fluxo (Layer- parallel
shearing); b) Dobras formadas por zona de cisalhamento normal à direção de fluxo (Layer- normal
shearing). Modificado de Alsop ( 2011). ...........................................................................................62
Figura 4.14 - Esquema em 3D de uma dobra (anticlinal) em Bainha. Modificado de Alsop (1999). ....62
Figura 4.15 - Esquema mostrando a geometria típica das dobras de empurrão geradas na fase de
cessação, com vergência na direção do movimento de massa. De maneira subordinada pode gerar
dobras assimétricas com vergência contrária (Back folds and thrusts). Modificado de Alsop (2012). .63
11
Figura 4.16 - Esquema mostrando as dobras contracionais (em vermelho) e as falhas normais (em
azul) (ALSOP, 2011). .......................................................................................................................64
Figura 5.1 - Coluna estratigráfica do afloramento da praia do INEMA. ..............................................72
Figura 6.1 – Rosáceas do (a) strike, (b) dip; (c) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério
inferior, das medidas do acamamento primário (S0) da Praia do INEMA. ..........................................75
Figura 6.2 - (a) Rosáceas do strike, (b) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior das
medidas dos eixos das dobras totais (Lt) da Praia do INEMA. .........................................................88
Figura 6.3 - (a) Rosáceas do strike, (b) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior das
medidas dos eixos das dobras (L1) da Praia do INEMA. .................................................................89
Figura 6.4 - (a) Rosáceas do strike, (b) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior das
medidas dos eixos das dobras (L2) da Praia do INEMA. .................................................................90
Figura 6.5 - (a) Rosáceas do strike, (b) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior das
lineações de estiramento de massa (Lxm) da Praia do INEMA. ...........................................................90
Figura 6.6 - (a) Rosáceas do strike, (b) do dip e (c) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério
inferior, das medidas de Falhas Totais da Praia do INEMA. ..............................................................95
Figura 6.7 - (a) Rosáceas do strike, (b) do dip e (c) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério
inferior, das medidas de Falhas Normais da Praia do INEMA. ...........................................................95
Figura 6.8 - Rosáceas de direção de caimento e diagramas de isodensidade polar dos tensores
principais obtidos a partir da estruturas rúpteis da Praia do INEMA. σ1: (a-I) Rosácea de caimento; (b-
I) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior), σ2: (a-II) Rosácea de caimento; (b-II)
Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior), σ3: (a-III) Rosácea de caimento; (b-III)
Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior) ....................................................................96
Figura 7.1 - Modelo de Tratos de Sistemas Tectônicos proposto, com seus respectivos padrões de
empilhamento e superfícies limítrofes. (KUCHLE et al., 2007). ...................................................... 100
Figura 7.2 - Primeira Fase Evolutiva: Sistema Deposicional Deltáico Lacustrino (NICOLS, 2009). . 107
Figura 7.3 - Segunda fase evolutiva. ................................................................................................ 109
Figura 7.4 - Terceira fase evolutiva. ................................................................................................ 110
Figura 7.5 - Continuação da Terceira e Quarta Fase Evolutiva. ....................................................... 111
12
LISTA DE QUADROS
Quadro 4.1 Classificação dos fluxos gravitacionais de sedimentos em termos de mecanismos de
suporte de grãos. Stow et al. (1996 in ÁVILA & PAIM, 2003). .........................................................45
Quadro 4.2 - Principais tipos de fluxos gravitacionais e suas características quanto ao regime
reológico, mecanismos de interação grãos/fluídos, declive mínimo e depósito. Modificado de Giannini
& Riccomini (2000). .........................................................................................................................45
13
LISTA DE FOTOS
Foto 5.1 - Praia do INEMA, Base Naval de Aratu. Visada para oeste. ................................................65
Foto 5.2 - Ritmitos com intercalações de arenitos, siltitos e folhelhos no afloramento da Formação
Taquipe, Praia do INEMA. Visada para oeste. Foto cedida por Guimarães (2011). ............................66
Foto 5.3 - Dobras na base do Ritmito, possivelmente associadas a processos de Slump. Visada para
norte. ................................................................................................................................................66
Foto 5.5 - Padrão thickening upwards e coarsening upwards. Visada para noroeste. ..........................67
Foto 5.4 - Dobras na base do Ritmito, possivelmente associadas a processos de Slump. Visada para
norte. ................................................................................................................................................67
Foto 5.6 - Arenito e siltito têm coloração predominantemente marrom claro. Estruturalmente, são
formados por laminação plano-paralela. Visada para norte. ...............................................................68
Foto 5.7 - Arenito com estratificação plano paralela. Foto em planta. Bússola indicando o norte. .......69
Foto 5.8 - Arenito maciço. Visada para nordeste. ...............................................................................69
Foto 5.9 - Arenito Cinza com estratificação cruzada acanalada. Visada para noroeste. .......................70
Foto 5.10 - Arenito amarelo-mostarda com estratificação cruzada acanalada. Visada para noroeste. ..70
Foto 5.11 - Arenitos com intercalações de folhelhos. Visada para norte. ............................................71
Foto 6.1- Superfície deposicional (S0) basculada para NW. Visada em perfil para oeste. ...................74
Foto 6.2 - Superfície deposicional (S0) basculada para NW e dobrada. Visada em perfil para sudoeste.
.........................................................................................................................................................74
Foto 6.3 - Foliação deformacional (S1) paralela à superfície deposicional (S0) em arenito médio com
alto teor de argilominerais. Visada em perfil para norte. ....................................................................76
Foto 6.4 - Foliação deformacional (S1) em arenito médio maciço, com alto teor de argilominerais.
Visada em perfil para norte. ..............................................................................................................76
Foto 6.5 - Dobra assimétrica que denota um sentido de fluxo de NE para SW (F1), associada com uma
lineação de estiramento de massa. Plano Axial indicado (PAX). Visada em perfil para noroeste. ......77
Foto 6.6 - Dobra assimétrica que denota um sentido de fluxo de NW para SE (F2). Plano Axial
indicado (PAX). Visada em perfil pra nordeste. ...................................................................................78
Foto 6.7 - Dobra intrafolial isoclinal interna aos estratos do corpo do Slump. Visada em perfil para
noroeste. ...........................................................................................................................................78
14
Foto 6.8 - Dobra intrafolial isoclinal, com dimensões centimétricas, interna aos estratos do corpo do
Slump. Plano axial indicado (PAX). Visada em perfil para noroeste.....................................................79
Foto 6.9 - Dobra em Bainha, associada a rampa de empurrão em forma de cúspide. Denota um sentido
de fluxo de NW para SE. Superfície erodida indicada. Visada em perfil para sudoeste. ......................80
Foto 6.10 - Zoom nos flancos da Dobra em Bainha, denotando um sentido de fluxo de NW para SE.
Visada em perfil para sudoeste. .........................................................................................................80
Foto 6.11 - Dobra em cúspide com sentido de fluxo (F2) de NW-SE. Visada em perfil para sudoeste. 81
Foto 6.12 - Dobra em cúspide com sentido de fluxo de NW-SE. Visada em perfil para nordeste. .......81
Foto 6.13 - Dobra policlinal (DP). Planos Axiais indicados (PAX, PAX1, PAX2 e PAX3). Visada em perfil
para nordeste. ....................................................................................................................................82
Foto 6.14 - Marca de carga assimétrica indicando o sentido de fluxo de NW para SE. Visada em perfil
para nordeste. ....................................................................................................................................83
Foto 6.15 - Zoom na marca de carga assimétrica indicando o sentido de fluxo de NW para SE. Visada
em perfil para nordeste. .....................................................................................................................83
Foto 6.16 - Boudins assimétricos falhados, nucleados na parte externa da zona de charneira de dobras
abertas, denotando fluxo de massa de NW para SE. Visada em perfil para nordeste. ..........................84
Foto 6.17 - Boudins assimétricos nucleados na parte externa da zona de charneira de dobras abertas,
denotando fluxo de massa de NW para SE (indicado). Visada em perfil para nordeste. ......................84
Foto 6.18 - Figura de interferência em laço, mostrando evolução do sentido de fluxo de NE-SW (F1)
para NW-SE (F2). Foliação (S2) e Superfícies Axiais (SAX1 e SAX2) indicadas. Visada em perfil para
noroeste. ...........................................................................................................................................85
Foto 6.19 - Figura de interferência em laço, mostrando evolução do sentido de fluxo de NW para SE.
Superfícies axiais (SAX1 e SAX2) indicadas. Visada em perfil para sudeste. ..........................................86
Foto 6.20 - Figura de interferência em cela. Visada em perfil para noroeste. ......................................87
Foto 6.21 - Figura de interferência em cela. Visada em planta. Caderneta indicando o Norte. ............87
Foto 6.22 - Interferência em Bumerangue. Superfícies Axiais indicadas (SAX1 e SAX2).Visada para
nordeste. ...........................................................................................................................................88
Foto 6.23 - Dique clástico tarde a pós fluxo. Foto tirada em planta. Escala indicando a direção do
norte. ................................................................................................................................................91
Foto 6.24 - Vulcões de areia sin a tarde fluxo. Perpendicular ao eixo maior tem-se a direção do fluxo.
Foto tirada em planta. Escala indicando a direção do norte ................................................................92
Foto 6.25 - Falhas normais N030° em turbitidos.Visada em perfil para nordeste. ...............................93
Foto 6.26 - Falhas normais N120° em turbitidos.Visada em perfil para noroeste. ...............................93
15
Foto 6.27 - Falha de empurrão (thrust) em turbiditos. Sentido de fluxo de NW para SE (F2). Foto em
perfil com visada para noroeste. ........................................................................................................94
Foto 6.28 - Zoom da Falha de empurrão (thrust) em turbiditos. Foto em perfil com visada para
noroeste. ...........................................................................................................................................94
Foto 7.1 – Superfície Erosional. ........................................................................................................99
16
SUMÁRIO
Capítulo 1 – INTRODUÇÃO ............................................................................................. 18
1.1 Problema ................................................................................................................... 20
1.2 Localização................................................................................................................ 21
1.3Objetivos .................................................................................................................... 22
1.3.1Objetivo Geral ..................................................................................................... 22
1.3.2Objetivos Específicos ........................................................................................... 22
1.4Justificativa ................................................................................................................ 22
1.5Materiais e Métodos .................................................................................................. 23
Capítulo 2– ESTADO DA ARTE ..................................................................................... 25
Capítulo 3– GEOLOGIA REGIONAL ............................................................................. 28
3.1O Sistema de Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá (RTJ) .............................................. 28
3.1.1O Embasamento do RTJ ..................................................................................... 29
3.2A Bacia do Recôncavo ............................................................................................... 33
3.2.1Modelo Tectônico Sedimentar ............................................................................ 34
3.2.2Arcabouço Estrutural ......................................................................................... 41
Capítulo 4– FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ................................................................. 44
4.1Tipos de Fluxos Gravitacionais ................................................................................. 44
4.1.1Fluxo Gravitacional de Massa (FGM) ................................................................ 46
4.1.2Fluxo Gravitacional de Sedimentos (FGS) ......................................................... 48
4.2Modelo de transformação de Fluxos Gravitacionais ................................................ 53
4.3Estruturas Associadas com Slumps ........................................................................... 55
4.3.1Dobras geradas durante a evolução do Slump ................................................... 60
4.3.2Falhas geradas durante a evolução do Slump .................................................... 63
Capítulo 5– GEOLOGIA LOCAL .................................................................................... 65
5.1Caracterização Geral do Afloramento ...................................................................... 65
5.2Caracterização dos Fácies Sedimentares .................................................................. 68
5.3Associação de Fácies e Ambiente sedimentar ........................................................... 71
Capítulo 6 – ANÁLISE ESTRUTURAL ........................................................................... 73
6.1Estrutura Primária (S0) ............................................................................................. 73
6.2Estruturas no Estado Plástico ................................................................................... 75
6.2.1Figuras de Interferência de dobras..................................................................... 85
17
6.3Estruturas de Injeção ................................................................................................ 91
6.4Estruturas no Estado Sólido ...................................................................................... 92
6.5Tensores ..................................................................................................................... 96
6.6Fases deformacionais ................................................................................................. 97
Capítulo 7– DISCUSSÕES ................................................................................................ 99
7.1Paleoambiente ............................................................................................................ 99
7.2Análise Estrutural.................................................................................................... 101
7.3Integração de dados discutidos ............................................................................... 105
7.4Modelo Evolutivo ..................................................................................................... 106
7.4.1Primeiro Estágio Evolutivo ............................................................................... 106
7.4.2Segundo Estágio Evolutivo................................................................................ 107
7.4.3Terceiro Estágio Evolutivo................................................................................ 108
7.4.4Quarto Estágio Evolutivo .................................................................................. 111
Capítulo 8–CONCLUSÃO ............................................................................................... 112
Capítulo 9– REFERÊNCIAS ........................................................................................... 114
ANEXOS .......................................................................................................................... 119
18
Capítulo 1 – INTRODUÇÃO
Os litotipos que constituem o arcabouço estratigráfico da Formação Taquipe, aflorante
na Praia do INEMA, Base Naval de Aratu, foram formados na fase rifte do sistema de rifte do
Recôncavo-Tucano-Jatobá. Esse sistema tem sua gênese associada aos estágios precoces da
abertura do Atlântico Sul e ruptura do Gondwana, onde os campos de tensão responsáveis
pelo rifteamento teriam atuado entre os períodos Mesojurássico (175 Ma) e Eocretáceo (145
Ma) (MILHOMEM et al., 2003; SILVA et al., 2007) (Fig.1.1).
Segundo Milhomem et al. (2003), a Formação Taquipe é constituida por folhelhos,
siltitos, arenitos e subordinadamente por conglomerados, margas e calcarenitos ostracoidais,
depositados através de fluxos de detritos e correntes de turbidez, com características
estratigráficas que conotam uma ambiência possivelmente deltaica lacustrino. O
preenchimento do Cânion do Taquipe, que deu origem à arquitetura estratigráfica da
Figura 1.1 - Localização, limites e arcabouço
estrutural da Bacia do Recôncavo (MILHOMEM et
al.,2003).
19
Formação Taquipe, teve uma fase inicial com reduzido aporte sedimentar gerado por uma
elevação do nível eustático (transgressão), seguido por fim, de uma queda do nível eustático
(regressão), que permitiu a progradação das frentes deltaicas em decorrência da redução na
taxa de subsidência da área. Esse contexto tectônico e estratigráfico ocorreu no final da
sequência rifte da Bacia do Recôncavo (AMORIM, 1992). A variação do nível do lago,
associada à variação da taxa de sedimentação, atuando em conjunto com processos tectônicos
(nucleação e/ou reativação de falhas), possibilitou a desestabilização dos sedimentos da frente
deltaica que foram, posteriormente, ressedimentados na forma de slumps subaquosos. Esses
controles são pouco entendidos, o que torna o estudo das estruturas deformacionais planares e
lineares associados aos fluxos gravitacionais do tipo Slump (escorregamento), bastante
promissor para o entendimento da evolução geodinâmica da Bacia do Recôncavo.
A Praia do INEMA apresenta excelentes afloramentos, que sugerem a existência de
fluxos gravitacionais de massa do tipo Slump na Formação Taquipe. A ideia da ocorrência de
fluxo do tipo Slump é proposta pela presença de estruturas indicativas do sentido do fluxo
gravitacional, tais como: dobras de arrasto, falhas normais e reversas em diferentes escalas.
Essas estruturas deformacionais fornecem informações sobre o possível sentido de fluxo, e
podem servir de trapa ou armadilha para acumulação e migração de hidrocarbonetos.
Como ainda há controvérsias quanto à evolução tectono-estrutural da Bacia do
Recôncavo, mais particularmente em relação aos processos que originaram os depósitos de
escorregamento, espera-se definir, através do estudo dessas estruturas deformacionais, os
possíveis sentidos dos fluxos turbidíticos que se depositaram nesta área e dos fluxos de massa
dentro da Bacia, assim como qual a orientação dos tensores principais (1, 2 e 3) do campo
de paleotensão local que atuaram na área de estudo e sua relação com o campo de tensão
gerador da Bacia do Recôncavo.
Assim, este trabalho servirá com base para o entendimento dos possíveis sentidos de
fluxos gravitacionais que ocorreram na Formação Taquipe assim como qual a orientação dos
tensores principais (1, 2 e 3) do campo de paleotensão local que atuou como possíveis
mecanismo de disparo dos fluxos gravitacionais do tipo Slump. Consequentemente,
contribuirá para o entendimento da evolução geodinâmica da Bacia do Recôncavo, que
constitui uma das mais prolíficas bacias do Brasil. O conhecimento dos processos que
dominaram a evolução da Bacia do Recôncavo pode ser útil para a descoberta de novos
“plays” petrolíferos, novas fronteiras exploratórias no estado da Bahia.
20
1.1 Problema
A Formação Taquipe representa um quinto play exploratório da Bacia do Recôncavo.
Nessa Formação aflora uma série de estruturas deformacionais (falhas, dobras,
fraturas) que podem ser encontradas na Praia do INEMA, e vem suscitando dúvidas quanto à
sua gênese, especialmente quanto à sua ligação com os processos de deformação sin-
sedimentares associados a fluxos gravitacionais ou com as deformações associadas aos
campos de tensão relacionados à evolução da Bacia do Recôncavo. Entretanto, poucos foram
os trabalhos de análise estrutural que trataram desse tema, local ou regionalmente.
Tendo isto em vista, pode-se questionar: quais seriam as estruturas deformacionais (e
os seus significados) na Formação Taquipe, as orientações dos tensores principais (1, 2 e
3) do campo de tensão a ela associados e quais as relações entre esses campos de tensão com
a tectônica formadora da Bacia do Recôncavo?
21
1.2 Localização
A área de estudo está localizada na Baia de Todos os Santos, mais precisamente na Base
Naval de Aratu.
A melhor via de acesso para a Praia do INEMA é, ao sair do terminal rodoviário,
seguir a via BR-324. Na proximidade de Mata de Valéria, desvia-se a esquerda, através da
estrada da Base Naval de Aratu. Ao chegar na Fazenda Couto, segue-se pela Rua Dr. Eduardo
Cotto, até a Praia do INEMA. O conjunto de afloramentos alvo do presente estudo está
localizado na Praia da Base Naval de Aratu.
Figura 1.2 – A) Mapas de situação; B) Mapa de localização e; C) Imagem aérea da área de estudo:
Praia do INEMA - Bahia.
22
1.3 Objetivos
1.3.1 Objetivo Geral
Identificar e interpretar as principais estruturas deformacionais indicativas do sentido
de fluxo sedimentar gravitacional do tipo Slump, nos depósitos da Formação Taquipe,
indicando a localização da fonte dos mesmos.
1.3.2 Objetivos Específicos
Determinar a orientação 3-D dos tensores principais (1, 2 e 3) do campo de tensão
local que atuou na gênese do fluxo gravitacional do tipo Slump na Praia do INEMA;
Determinar os principais direções dos tensores principais (1, 2 e 3) do campo de
tensão regional atuante durante a evolução tectônica da abertura da Bacia do Recôncavo;
Correlacionar as orientações 3-D dos tensores principais (1, 2 e 3) do campo de
tensão local na Praia do INEMA com a orientações 3-D dos tensores principais (1, 2 e 3)
do campo de tensão regional formador da Bacia do Recôncavo;
Determinar o estilo da deformação, a gênese das estruturas e o sentido do fluxo de
massa na Bacia do Recôncavo;
Interpretar a evolução deposicional da Formação Taquipe com base nos dados obtidos
na Praia do INEMA.
1.4 Justificativa
Segundo Magnavita et al. (2005), a Bacia do Recôncavo é uma das Bacias mais
produtivas do Brasil devido ao seu eficiente sistema petrolífero, sendo os seus atributos
estratigráficos e estruturais utilizados como escola para diversas gerações de exploradores.
Os depósitos sedimentares Formação Taquipe, representam o quinto maior play
petrolífero, tendo suas origens ligadas a eventos tectônicos esporádicos que afetaram os
23
pacotes da fase sin-rifte da Bacia do Recôncavo (folhelhos com intercalação de arenitos da
Formação Taquipe).
A análise estrutural desses fluxos gravitacionais pode permitir estimar qual ou quais
foram os sentidos preferenciais dos fluxos, possibilitando a interpretação da posição do alto
estrutural que originou os depósitos. A interpretação das orientações 3-D dos tensores
principais (1, 2 e 3) do campo de tensão local e regional poder tornar possível a correlação
dos fluxos gravitacionais dentro da Bacia do Recôncavo com os eventos tectônicos atuantes
no decorrer da evolução geodinâmica da Bacia; somando conhecimento a história geológica
de evolução da Bacia do Recôncavo.
1.5 Materiais e Métodos
i) Fase Pré-Campo
Nessa fase foi realizado o levantamento bibliográfico dos trabalhos publicados sobre a
Bacia do Recôncavo, particularmente sobre a Formação Taquipe e as suas feições tectono-
estruturais. Assim como, bibliografia sobre estruturas sedimentares, depósitos de
escorregamento, em especial sobre Slump, e outros relacionados a tratamentos estruturais de
dados.
ii) Fase Campo
Aqui foi feita a coleta sistemática de estruturas planares, como superfícies primárias
(S0), paleocorrentes, planos de falhas/fraturas, plano axial de dobras, bem como estruturas
lineares, tais como estrias, eixo de dobras cúspides (Lβ), intrafolial (Lx). Quando possível, a
cinemática das falhas também foi deduzida. Os equipamentos utilizados na execução do
trabalho em campo foram: Bússola Geológica Brunton®
(modelo Eclipse), aparelho GPS
Garmim, máquina fotográfica, caderneta de campo, lupa (20x), martelo geológico e trena.
iii) Fase Pós-Campo
Após a coleta, os dados obtidos foram classificados e organizados em planilhas no
Excel® e foram relacionados entre si, para a obtenção de padrões similares.
Para tratamento das medidas planares e lineares obtidas, houve a utilização do
24
software StereoNett® (Duyster 2000, versão 2.46). Os dados foram apresentados em rosáceas
de direção e mergulho e diagramas de isodensidade de frequência no hemisfério inferior da
Rede Estereográfica de Igual-área, possibilitando a melhor visualização de um maior número
de medidas integradas. O método utilizado para o tratamento das estruturas com cinemática
foi realizado a partir do método de inversão que permite a obtenção das orientações 3-D dos
tensores principais. Por fim a elaboração da presente monografia.
25
Capítulo 2 – ESTADO DA ARTE
Será feita uma breve análise da evolução dos aspectos tectônicos e estratigráficos
relacionados à Bacia do Recôncavo, em especial a Formação Taquipe. Quanto aos processos
de ressedimentação, será feita uma análise com ênfase em Slumps.
Do ponto de vista da análise sedimentológica e estratigráfica, a Bacia do Recôncavo
apresenta uma variada gama de trabalhos publicados. Milani (1987), que trata de aspectos da
evolução tectônica das Bacias do Recôncavo e Tucano Sul; Rajagablia (1991) contribui à
geologia do compartimento Sul da Bacia do Recôncavo com a análise da paleo-sismicidade e
sedimentação desta área.
Em se tratando da Formação Taquipe, os trabalhos mais antigos são datados do final
da década de 80. Bueno (1985 apud SILVA, 2007) discute o controle da falha de Paranaguá e
dos efeitos climáticos na formação do Cânion do Taquipe. Segundo o mesmo autor, este
Cânion propiciava a deposição dos sedimentos dos sistemas deltaicos da Formação Pojuca;
Ribeiro (1991 apud AMORIM, 1992) discutiu os possíveis efeitos da morfologia do Cânion
do Taquipe nos refletores sísmicos. Segundo Amorim (1992), o preenchimento do Cânion do
Taquipe teve uma fase inicial com reduzido aporte sedimentar, gerada por uma elevação no
nível eustático (transgressão), seguido por fim, de uma queda do nível eustático (regressão),
que permitiu a progradação das frentes deltaicas e a redução na taxa de subsidência da área.
Segundo Milhomem et al. (2003), a formação Taquipe é formada por folhelhos, siltitos,
arenitos e, subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracodais, depositados
através de fluxos de detritos e correntes de turbidez; Magnavita et al. (2005) propõe que a
Formação Taquipe é produto do preenchimento de um cânion desenvolvido durante uma fase
de queda do nível de lago.
Em se tratando de processos de ressedimentação em geral, tem-se como trabalho
pioneiro o de Dott (1963 apud CARLOTTO, 2006), que classifica os movimentos de massa
subaquosos em quatro tipos principais: Avalanches, deslizamento e/ou escorregamento,
fluxos de massa e corrente de densidade, associando os seus respectivos comportamentos
mecânicos.
Quase uma década depois, Carter (1975 apud CARLOTTO, 2006) classifica os
processos de ressedimentação de modo muito semelhante à Dott (1963), porém enfatiza que
os processo de ressedimentação ocorrem de forma contínua, desde as avalanches até os fluxos
turbulentos. O termo “Fluxos Gravitacionais” foi definido por Middleton & Hampton (1975
26
apud Carlotto, 2006) como sendo o termo geral para fluxo de sedimentos ou mistura de
sedimentos e fluido, que fluem sob a ação da gravidade. Esses autores dividiram os fluxos
gravitacionais de sedimentos em função do mecanismo de suporte dos grãos.
Nardin et al. (1979 apud CARLOTTO, 2006), baseado em comportamentos
mecânicos, mecanismos de transporte e suporte sedimentar, classificou os processos de
transporte de massa em três classes: (I) Avalanches e Deslizamentos/Escorregamentos; (II)
Fluxos de Detritos; (III) Fluxos de Fluidos, este último subdividido em fluxos liquefeitos,
fluxos fluidizados e correntes de turbidez.
Lowe (1979 apud CARLOTTO, 2006), estimulado pelas ideias de Middleton &
Hampon (1973), divide os fluxos em função do seu comportamento reológico em fluxos de
fluido e fluxos de detritos. Já quanto aos mecanismos de suporte de grãos, ele divide em
cincos categorias.
Stow et al. (1996) faz uma revisão dos processos e depósitos de ressedimentação,
compreendendo uma suíte complexa, um contínuo, desde os deslizamentos sub-aquosos até as
correntes de turbidez de baixa densidade. Segundo este autor, com exceção das avalanches,
deslizamentos e escorregamentos, todos os processos podem ser classificados como
movimentos de massa sub-aquosos. Quase uma década depois, Ávila & Paim (2003),
dividiram os fluxos gravitacionais em Fluxos Gravitacionais de Massa (FGM) e Fluxos
Gravitacionais de Sedimentos (FGS). Em relação à deformação interna, os FGS possuem
maior grau que os FGM. Segundo esses autores, o deslizamento (Slide) e o escorregamento
(Slump) são exemplos de FGM subaquosos, enquanto os FGS, segundo Stow (1996), podem
ser subdivididos em: (I) Corrente de Turbidez; (II) Fluxo Fluidizado; (III) Fluxo granular; e
(IV) Fluxo de detritos).
Quanto ao estudo dos Slumps e das estruturas associadas que podem ser indicadoras
do campo de paleotensão e/ou sentido de fluxo, diversos trabalhos podem ser encontrados, no
entanto, a grande maioria na literatura internacional.
No final da década de 40, Kuenen (1949) fez um trabalho pioneiro sobre estruturas
associadas à Slump na Bacia de Waitemata na Nova Zelândia; Nagtegaal (1963) discute sobre
as estruturas convolutas e rúpteis existentes na Espanha. No final da década de 60, surgem os
primeiros trabalhos sobre slumps na América do Norte, com Gregory (1969), mais
precisamente no estado da Califórnia, Estados Unidos. Sims (1973,1975) discute o papel dos
terremotos como indutores de estruturas sedimentares em sedimentos lacustrinos existentes na
Califórnia; Woodcock (1976, 1979) discute os estilos das estruturas em slump e como essas
estruturas poderiam indicar o sentido de propagação de massa.
27
No inicio da década de 80, Mills (1983) discute o valor diagnóstico das estruturas
existentes em slumps, tentando relatar quais informações estas estruturas poderiam fornecer
sobre a gênese e cinemática desse tipo de depósito; Farrell (1984) formula um modelo
cinemático através da análise das estruturas associadas na Bacia de Ainsa, fronteira da França
com a Espanha; Martinsen (1989) trata do estilo deformacional existente em Slump, na Bacia
de Namurian, Irlanda. Owen (1995, 1996) trabalha com o intuito de entender a gênese das
estruturas associadas a escape de fluidos em arenitos no noroeste da Escócia; Rosetti (1999)
trabalhou no nordeste brasileiro e estudou os efeitos de Paleossismo que induziram o
escorregamentos na Bacia de São Luis.
Na primeira década do Século XXI, diversos trabalhos foram lançados,
principalmente na literatura internacional. Entretanto alguns trabalhos sobre Slumps foram
lançados na literatura nacional, principalmente no estado da Bahia, mais precisamente sobre a
Bacia do Recôncavo. Como exemplos de destaque têm-se: Alsop & Holdsworth (2002)
escrevem a respeito da determinação de vergência e geração das dobras em bainha (sheath
folds); J. Frey-Martinez et al. (2003) faz interpretação de sísmica 3D em Slump em margem
continental de Israel; Alsop & Holdsworth (2004) trabalham no intuito de descrever e
interpretar as diversas estruturas que podem se formar e evoluir dentro do Slump,
principalmente os diversos tipos de dobras, falhas e zonas de cisalhamentos; Ortner (2007) faz
uma relação entre os Slumps e os processos tectônicos nos Alpes Austríacos; Sporli and
Rowland (2007) mostram, na Bacia de Waitemata, Nova Zelândia, que é possível aferir fases
de deformações no processo de evolução e superposição de estruturas formadas em Slump;
Blenkinsop (2008) faz uma análise de estruturas planares rúpteis relacionando-as aos seus
esforços geradores; Strachan (2008) mostra, na Bacia de Waitemata, Nova Zelândia, que o
processo de transformação de Slump em fluxo de detrito não é um processo linear como a
grande maioria dos autores afirma; Amorim (2008), Barbosa (2009) e Moreira (2010)
estudaram o arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo com o intuito de entender o sentido
de fluxo do paleoslump e o campo de tensão associado a este tipo de fluxo de massa; Van
Loon (2009) fala sobre as estruturas sedimentares associadas a sedimentos inconsolidados, e
sobre a ocorrência, gênese e forças atuantes; Santos (2011) estuda o sentido do fluxo
gravitacional na praia de Bom Despacho, Bacia do Recôncavo; Alsop & Marco (2011, 2012)
estudaram a complexa geometria das dobras nos Slumps do Mar Morto, com o objetivo de
mostrar como o contraste reológico do material pode criar estruturas com padrões
geométricos bastante complexos.
28
Capítulo 3 – GEOLOGIA REGIONAL
Nesse capítulo será apresentada uma síntese da geologia regional do Sistema de Rifte
do Recôncavo-Tucano-Jatobá (RTJ), com destaque para Bacia do Recôncavo (BR),
enfatizando seus aspectos tectônico, estrutural e estratigráfico.
3.1 O Sistema de Rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá (RTJ)
O processo de tafrogênese que criou o Oceano Atlântico Sul originou uma feição
ímpar no nordeste brasileiro, o sistema de rifte RTJ que tem área de 46.500Km2
(MAGNAVITA & CUPERTINO, 1987) e aflora no estado da Bahia, Sergipe e Pernambuco.
Essa feição foi interpretada como um aulacógeno, ou seja, um braço abortado de uma junção
tríplice, originada no estágio precoce da abertura do Oceano Atlântico Sul, durante a
fragmentação do mega continente Gondwana (Mesojurássico - Eocretáceo) (MILHOMEM et
al., 2003). O campo de tensão responsável pela formação do sistema de rifte RTJ atuou entre
os períodos Neojurássico (150 Ma) e Eocretáceo (145 Ma) (MILHOMEM et al., 2003 e
SILVA et al., 2007). O modelo mais atual para a formação e evolução do sistema de Rifte
Recôncavo-Tucano-Jatobá foi proposto por Magnavita (1992); o mesmo denominou de
rifteamento duplo, onde o primeiro evento distensional ocorreu na direção E-W e o segundo
evento distensional ocorreu na direção NW-SE.
Estruturalmente, o sistema de rifte RTJ assume uma geometria de meio-gráben. Na
proximidade do depocentro do sistema de rifte, temos a falha de borda (Falha de Salvador),
que estende-se de norte a sul, alternando entre o leste e oeste, com direção aproximadamente
N-S (compreende os sistema de rifte Recôncavo e Tucano), sofrendo forte inflexão para ENE-
WSW na sua terminação norte (rifte do Jatobá). Na margem diametralmente oposta à falha de
borda, temos a borda flexural, formada por falhas de pequeno rejeito (MAGNAVITA, 1992;
MAGNAVITA et al., 2005). As falhas da borda flexural apresentam mergulhos opostos ao
mergulho da falha mestra (falha de borda), devido à existência de falhas antitéticas. Todas
estas falhas normais estão segmentadas por falhas de transferência, que individualizam
compartimentos estruturais de tamanho e forma variados do Sistema de rifte Recôncavo e
Tucano (DESTRO et al., 2003).
29
O arcabouço estratigráfico do sistema de rifte RTJ foi, primeiro, formulado por Viana
et al. (1971). Posteriormente foram formuladas colunas estratigráficas independentedes para a
Bacia do Recôncavo (SILVA et al. 2007), Tucano Sul-Central e Tucano Norte-Jatobá,
(COSTA et al., 2007). A arquitetura estratigráfica é comumente dividida em três mega
sequências que se sucedem na historia evolutiva do rifte: pré-rifte ou cedo rifte, sin-rifte e
pós-rifte.
3.1.1 O Embasamento do RTJ
O embasamento do sistema de riftes RTJ é representado por rochas de duas províncias
tectônicas que compõem a Plataforma Sul-Americana: Província São Francisco e Borborema
(Fig.3.1). A Bacia do Recôncavo e as Sub-Bacias do Tucano Sul e Central estão localizadas
no nordeste da província São Fancisco, tendo como embasamento terrenos Arqueanos a
Paleoproterozóicos que compõem a porção centro-norte do Cinturão Bahia Oriental. Este
cinturão foi subdividido em dois ramos: Intracontinental e Costeiro. (DELGADO et al., 2003;
SILVA et al., 2005 apud KOSIN, 2009). A Sub-Bacia do Tucano Norte e a Bacia de Jatobá
têm como embasamento rochas Meso a Neoproterozóicas da Província Borborema (Fig.3.1).
I) Província São Francisco
Será feita uma descrição sucinta dessa província nos seus aspectos composicionais e
estruturais dos segmentos crustais.
I.1) Cinturão Bahia Oriental–Ramo Intracontinental
Esse cinturão é constituído pelos blocos Serrinha, Itabuna-Salvador-Curaçá e Jequié,
amalgamados e intensamente deformados no Paleoproterozóico, devido à evolução de um
orógeno colisional do tipo continente-continente (KOSIN, 2009).
O bloco Serrinha (Fig.3.1) constitui um segmento crustal de idade Mesoarqueana,
composto por ortognaisses migmatizados arqueanos, seqüências metavulcanossedimentares
metamorfisadas na fácies Xisto Verde (Greenstones Belts do Rio Itapicuru), intrudidas por
30
c
Figura 3.1 - Compartimentação tectônica do embasamento do sistema de Rifte Recôncaco-Tucano-Jatobá (Kosin, 2009).
31
corpos de granitos Paleoproterozóicos (BARBOSA et al., 2003), apresentando idades que
variam entre 3,1 e 2,8 Ga (BARBOSA & SABATÉ, 2003). A intensa deformação ocorrida no
Paleoproterozóico (Riaciano) devido à colisão do tipo Continente-Continente nucleou no
bloco Serrinha uma foliação que é subparalela às zonas de cisalhamento transpressivas,
orientadas segundo o trend NNW-SSE, e aos eixos das dobras com vergência para leste
(KOSIN, 2009).
O bloco Itabuna-Salvador-Curaçá na sua porção centro/setentrional está em contato
com a Bacia do Recôncavo, através da Falha de Maragojipe, que constitui a antiga sutura
Paleoproterozóica entre este bloco e o Ramo Costeiro do Cinturão Bahia Oriental (KOSIN,
2009). Composicionalmente é constituído por: (i) granodioritos gradando a adamelitos, com
tendência alcalina e subalcalina; (ii) granitos com afinidade alcalina; (iii) gnaisses de
composição diorito/granodiorito/granítica com filiação cálcio-alcalina e finalmente, (iv)
anfibolitos de composição grabróica de afinidade tholeiítica. O campo de tensão que causou o
metamorfismo na fácies granulito desse bloco estruturou um cinturão de cisalhamento
transpressivo que ocasionou imbricamento tectônico das unidades, formando trama
anastomosada, controlada por zonas de cisalhamento transcorrentes sinistrais orientadas NW-
SE a N-S, resultando em uma estrutura em forma de flor positiva (KOSIN, 2009).
I.2) Cinturão Bahia Oriental – Ramo Costeiro
O ramo costeiro do cinturão oriental baiano localiza-se na costa baiana e estende até o
estado de Sergipe. Sua origem está relacionada à colagem dos blocos Serrinha e Itabuna-
Curaçá com o Bloco Salvador-Ilhéus (SILVA et al., 2005; SILVA, 2006 apud KOSIN, 2009)
(Fig.3.1). É composto por: ortognaisses charnoenderbíticos a charnockíticos, com biotita e
hornblenda, migmatizados e fortemente foliados, com intercalações de rochas supracrustais
como gnaisses aluminosos (kinzigitos), rochas calcissilicáticas e quartzitos, além de rochas
metamáficas gabro-noríticos e biotita ortognaisses migmatizados (KOSIN, 2009). Silva
(2006) datou através do método (U-Pb SHRIMP) os ortognaisses e encontrou uma idade de
2.230 e 2.169 Ma. Estruturalmente o ramo costeiro é representado por zonas de cisalhamentos
com o trend predominantemente NE-SW. O bloco Salvador-Ilhéus é um prolongamento do
cinturão costeiro que foi definido a partir da correlação entre os ortognaisses granulíticos
arqueanos expostos nas cidades de Salvador e Ilhéus (Fig.3.1).
32
II) Província Borborema: Subprovíncia Meridional
A Província Borborema está compartimentada em três subprovíncias: Setentrional,
Zona Transversal e Meridional. A Subprovíncia Meridional é embasamento da sub-Bacia do
Tucano Norte e da Bacia de Jatobá.
II.1) Terreno Pernambuco-Alagoas
O terreno Pernambuco-Alagoas constitui o embasamento da Bacia Jatobá e da sub-
Bacia do Tucano Norte (Fig.3.1). É representado pelos complexos Belém do São Francisco,
constituído por ortognaisses migmatíticos; Cabrobó, constituído por rochas
metavulcanossedimentares; e pelos granitóides da suíte Chorrochó (KOSIN, 2009). Segundo a
autora, seu padrão estrutural é bastante complexo devido à superposição de estruturas dos
ciclos Cariris-Velhos (1.100-950Ma) e Brasiliano (600-500 Ma), sendo caracterizado por
zonas de cisalhamento compressionais NW-SE com vergência para oeste-sudoeste e NE-SW
com vergência para sul-sudeste, ao oeste e leste das Bacias, respectivamente.
II.2) Terreno Canindé-Marancó
O terreno Canindé-Marancó representa o embasamento da Bacia do Tucano Norte e é
constituído por Rochas Metavulcanossedimentares, separadas por uma estreita faixa de
ortognaisses migmatíticos (KOSIN, 2009). Segundo Medeiros (2004 apud KOSIN, 2009), os
representantes sedimentares são: metapelitos, metarenitos/quartzitos, metaconglomerados,
metarritmitos, metacarbonatos, metagrauvacas, rochas calcissilicáticas e formações ferríferas,
além de micaxistos e gnaisses. Enquanto que os representantes do vulcânicos são rochas
metamáficas/metaultramáficas (anfibolitos, serpentinitos e clorititos), além de metandesitos,
metadacitos e metarriolitos.
II.3) Faixa de Dobramentos Sergipana
O paleoambiente da Faixa Sergipana constitui uma Bacia de margem passiva de idade
Brasiliana, que foi seccionada pelo Rifte do Tucano Norte (KOSIN, 2009). Devido a suas
características litológicas e estruturais, pode ser dividido em dois domínios: Macururé, ao
norte e Vaza-Barris, ao sul.
Segundo Kosin (2009), o domínio Macururé é constituído na base por: quartzitos
com intercalações de xistos, em parte sillimaníticos, sobreposto por granada micaxistos,
metarritmitos, metagrauvacas e níveis de quartzitos, recobertos por metarritmitos finos e
33
clorita xistos. Segundo a mesma autora o domínio Vaza-Barris é constituído por: rochas
metassedimentares pelítico-carbonáticas de plataforma, que constituem os Grupos Miaba,
Simão Dias e Vaza-Barris.
O ciclo Brasiliano estruturou as rochas dessa Bacia em uma faixa de dobramentos que
as empurraram para sul, por sobre a Província São Francisco, com formação de zonas de
cisalhamento compressionais. O grau de metamorfismo aumenta de sul para norte, tendo o
domínio Vaza-Barris equilibrado na fácies xisto verde, enquanto que o domínio Macururé foi
equilibrado na fácies anfibolito (KOSIN, 2009).
3.2 A Bacia do Recôncavo
Localiza-se no Sul do sistema de Rifte (RTJ), ocupando uma área de
aproximadamente 11.500 km². Limita-se a norte e nordeste pelo Alto de Aporá, a sul pelo
sistema de falhas da Barra, a oeste pela Falha de Maragojipe e a leste pela Falha de Salvador
(MILHOMEM et al., 2003) (Fig.3.1).
Morfologicamente, se configura como meio-gráben assimétrico de orientação NE-SW,
cujo depocentro situa-se a leste (proximidades do sistema de falhas de Salvador), conforme
pode ser observado na seção geológica (Fig.3.2); é resultado da evolução tectônica estrutural
de um rifte continental formado em um embasamento com heterogeneidades que datam do
pré-cambriano. Sobre esse embasamento atuaram campos de esforços extensivos que
propiciaram a gênese da Bacia do Recôncavo (MILHOMEM et al., 2003).
Figura 3.2 - Seção geológica esquemática do compartimento sul da Bacia do Recôncavo
(MILHOMEM et al., 2003).
34
3.2.1 Modelo Tectônico Sedimentar
Os primeiros modelos de evolução tectono-estratigráfica de um rifte datam das
décadas de 80/90 (LEEDER & GAWTHORPE et al., 1994; SCHOLZ et al. apud BORN et
al., 2007). Os autores supracitados demonstram que os processos tectônicos são
controladores, na entrada e dispersão de sedimentos, assim como na disposição espacial dos
ambientes sedimentares e suas arquiteturas estratigráficas características. Em outras palavras,
os modelos tentam vincular a distribuição temporal e espacial dos ambientes sedimentares
com as atividades das falhas na evolução do rifte.
A evolução da Bacia do Recôncavo está relacionada com a abertura do Atlântico Sul,
iniciada no final do Jurássico e prolongando-se até o início do Cretáceo (MAGNAVITA,
1992). Inúmeros modelos dinâmicos estruturais foram propostos para explicar a evolução
tectônica desse rifte tais como o modelo da microplaca com desenvolvimento de zonas de
transferência (SZATMARI et al., 1985; MILANI & DAVISON, 1988), o modelo do
megacisalhamento (COHEN, 1985), o modelo do descolamento, em que a extensão da crosta
é acomodada através de uma zona de descolamento intracrustal (USSAMI et al., 1986), o
modelo do descolamento duplo (CASTRO JR., 1987), e o modelo do rifteamento duplo
(MAGNAVITA, 1992). Entretanto não existe um modelo que integre dados tectônicos,
estruturais e estratigráficos com o objetivo de vislumbrar de maneira mais realista a evolução
tectônica e estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Caixeta et al. (1994), propõem uma coluna
estratigráfica para Bacia do Recôncavo (Fig.3.3), onde o registro estratigráfico sugere que
existiu uma fase pré-rifte representada por ciclos fluvio-eólicos aos quais se intercalam
sistemas lacustres transgressivos; a fase rifte é caracterizada por um estágio inicial de lago
profundo, progressivamente assoreado por material conglomerático dos fan-deltas das falhas
de bordas em estágios mais avançados da fase rifte. É nessa fase que se formam os folhelhos
ricos em matéria orgânica, geradores de hidrocarbonetos. Completando a sequência, aparece a
fase pós-rifte com arquitetura estratigráfica de ambiente de leques aluviais.
I) Supersequência Paleozóica
Os sedimentos paleozóicos, depositados a cerca de 300 Ma, sob condições de bacia
intracontinental, na Bacia do Recôncavo, são representados pela Formação Afligidos, do
Permiano (MILHOMEM et. al., 2003). Esta formação está subdividida no Membro Pedrão
35
(inferior), constituído por arenitos intercalados por finas camadas de lamitos e ainda por
pelitos e evaporitos na sua parte superior; e Membro Cazumba (superior), composto por
folhelhos vermelhos com níveis sílticos.
A sedimentação no Paleozóico apresenta uma tendência geral regressiva, na qual uma
sedimentação marinha rasa grada para sistemas lacustres passando por bacias evaporíticas
(SILVA et al., 2007). Assim, os sedimentos basais (Mb. Pedrão) correspondem à depósitos
marinhos restritos, enquanto os sedimentos do topo (Mb. Cazumba) constituem um ambiente
lacustre (CAIXETA et al.,1994).
II) Estratigrafia do Mesozóico
i) Supersequência Pré-Rifte ou C-do-Rifte
A deposição desta sequência ocorreu devido à flexura crustal decorrente de esforços
extensivos que originou a Bacia do Recôncavo no Eocretáceo. Abrange do Andar Dom João
ao Andar Rio da Serra Inferior (Tithoniano ao Eoberriano). Esta fase é representada, da base
para o topo, pelas Formações Aliança, Sergi, Itaparica e Água Grande (Fig.3.4).
A Formação Aliança está sobreposta à Formação Afligidos, subdividindo-se nos
Membros Boipeba e Capianga. Esta formação consiste de arenitos avermelhados que variam
de finos a conglomeráticos; o Membro Capianga, é formado por folhelhos vermelhos com
raras intercalações de arenitos finos. O Membro Boipeba representa depósitos de um sistema
fluvial entrelaçado com retrabalhamento eólico, enquanto os sedimentos do Membro
Capianga foram depositados em ambiente lacustre.
36
Figura 3.3 - Coluna estratigráfica da Bacia do Recôncavo. Caixeta et. al. (1994).
37
A Formação Sergi, sobreposta à Formação Aliança, é composta por arenitos finos a
conglomeráticos, com intercalações de folhelhos vermelhos a cinza esverdeados, tendo sido
depositados por sistemas fluviais entrelaçados com posterior retrabalhamento eólico
(ALMEIDA, 2004).
O paleoambiente das Formações Aliança e Sergi, constituiu-se amplo sistema fluvio-
eólico desenvolvido provavelmente durante o Neojurássico, sob clima árido e em fase inicial
de flexuramento crustal (MILHOMEM et al., 2003), sendo esses depósitos representantes do
Grupo Brotas.
A Formação Itaparica, sobreposta concordantemente à Formação Sergi, é
caracterizada por folhelhos e siltitos com raras intercalações de arenitos finos que foram
depositados em ambiente lacustre com pequenas incursões fluviais (ALMEIDA, 2004).
A Formação Água Grande está sobreposta à Formação Itaparica e constitui a porção
basal do Grupo Santo Amaro. É composta por arenitos finos a grossos, depositados por
sistemas fluviais com retrabalhamento eólico, segundo Caixeta et al. (1994).
ii) Supersequência Rifte
O limite entre as sequências pré-rifte e rifte é alvo de muita controvérsia por diversos
autores devido à interpretação e uso incorreto do termo Pré-rifte. Esse fato possibilitou a
formulação de varias colunas estratigráficas para a Bacia do Recôncavo, o que torna a criação
de um modelo tectono-estratigrafico unificado bastante divergente. Partindo do conceito
Figura 3.4 - Paleogeografia das Sequências Sinéclises e Pré-Rifte da Bacia do Recôncavo. Observar
discordância entre as sequências (MEDEIROS & PONTE, 1981 apud MAGNAVITA et al., 2005).
38
formulado por Prosser (1993) apud Wiederkehr, (2010) sobre a Pre-rifte Strata,
(WIEDERKEHR, 2010), chega-se à conclusão que as características estratigráficas das
Formações Itaparica e Água Grande permitem colocá-las estratigraficamente como
pertencentes à base da fase rifte, entretanto seguiremos a carta formulada por Caixeta et al.
(1994), que considera essas formações como pertencente ao topo da fase Pré-rifte.
Segundo Caixeta et al., (1994) a fase rifte tem início há aproximadamente 130Ma
(Berriasino) e abrange do Andar Rio da Serra Inferior ao Andar Jiquiá (Berriasiano Inferior ao
Aptiano Inferior). Esta fase é representada pelas Formações Itaparica, Água grande, Candeias,
Maracangalha, Salvador, Marfim, Pojuca, Taquipe e São Sebastião.
Durante a fase sin-rifte, a Bacia do Recôncavo foi preenchida por dois sistemas
progradantes (MAGNAVITA et al., 2005). De acordo com estes autores, o principal deles foi
um sistema flúvio-deltáico-lacustre (longitudinal a oblíquo) proveniente da Bacia do Tucano,
que depositou folhelhos pró deltáicos e arenitos turbidíticos; o secundário transversal à bacia,
consistiu em leques conglomeráticos derivados da erosão do bloco alto da falha de borda
(Fig.3.5).
A Formação Candeias está sobreposta a Formação Água Grande, subdividindo-se no
Membro Tauá, constituído de folhelhos cinza-escuros (ricos em matéria orgânica); e no
Membro Gomo, formado por folhelhos cinza-esverdeados, intercalados a biocalcarenitos,
calcilutitos e arenitos turbidíticos (ALMEIDA, 2004). O Membro Gomo está inserido num
sistema lacustre profundo.
A Formação Maracangalha, integrante do Grupo Ilhas, passa gradativamente no topo
para as Formações Marfim e Pojuca, através de contatos interdigitados ou concordantes. Seu
contato basal se faz discordantemente sobre as rochas sedimentares da Formação Candeias.
Esta foi depositada devido ao progressivo assoreamento dos depocentros e paleobatimetrias
relativamente elevadas. A Formação Maracangalha é predominantemente composta por
folhelhos acinzentados, acomodando um grande volume de depósitos relacionados a fluxos
gravitacionais (Membros Caruaçu e Pitanga).
O Membro Caruaçu é constituído por camadas lenticulares de arenito fino e médio;
enquanto que, o Membro Pitanga é constituído por arenito muito fino, lamoso e maciço
(CAIXETA et al., 1994).
A Formação Salvador, constituída por intercalações de níveis de conglomerados,
arenitos e lamitos (ARAÚJO, 2008), foi originada por leques conglomeráticos sintectônicos
devido à reativação do sistema de falhas de Salvador (MAGNAVITA & SILVA, 1995). As
Formações Candeias e Salvador constituem o Grupo Santo Amaro.
39
A Formação Marfim, constituída por arenitos finos a médios intercalados a camadas
de folhelhos cinza-esverdeados (ALMEIDA, 2004), tem sua origem relacionada à
ressedimentação das fácies deltáicas progradantes na bacia, sob condições de relativa
quiescência tectônica (MILHOMEM et al., 2003).
A Formação Pojuca é constituída por arenitos finos a médios e folhelhos cinza, siltitos
e biocalcarenitos ostracoidais (ALMEIDA, 2004), cuja origem está relacionada à um
ambiente flúvio-deltáico (CAIXETA et al.,1994).
A Formação Taquipe, caracteriza-se por folhelhos, siltitos, arenitos e,
subordinadamente, conglomerados, margas e calcarenitos ostracoidais, depositados, sobretudo
como resultado de fluxos de detritos e correntes de turbidez (MILHOMEM et al., 2003).
Segundo estes autores, estes fluxos teriam ocorrido a partir da desestabilização da fácies da
frente deltáica da Formação Pojuca e, eventualmente, da remobilização de sedimentos mais
antigos, pertencentes às Formações Marfim e Maracangalha. Essa contribuição do
retrabalhamento ocorre devido ao progressivo recuo para sul dos sítios deposicionais das
formações retrabalhadas. Esse recuo do nível de base possibilitou a formação do Canyon do
Taquipe (Fig.3.6)
As Formações Marfim, Pojuca e Taquipe constituem o Grupo Ilhas. A fase final de
assoreamento da bacia é representada pelo avanço do sistema flúvio-deltaico da Formação
São Sebastião, há aproximadamente 125 Ma. Esta formação é caracterizada por intercalações
Figura 3.5 - Paleogeografia da Seqûencia Rifte na Bacia do Recôncavo. Observar processos de
argilocinese na Fm. Maracangalha e as camadas arenosas dos membros Pitanga e Caruaçu.
Medeiros & Ponte (1981) apud Magnavita et. al. (2005).
40
de arenitos amarelo-avermelhados intercalados com siltitos e folhelhos (ALMEIDA, 2004). A
Formação São Sebastião compõe o Grupo Massacará.
iii) Supersequência Pós-Rifte
Abrange o Andar Alagoas (Aptiano ao Albiano Inferior), sendo representada pela
Formação Marizal. A discordância na base da Formação Marizal correlaciona-se com a
discordância de ruptura continental que comumente precede a fase de deriva continental
(MILHOMEM et al., 2003). A Formação Marizal é constituída por arenitos, conglomerados e
ocasionalmente por folhelhos e calcários (ALMEIDA, 2004). São depósitos de leques aluviais
com pequenos lagos restritos associados.
III) Estratigrafia do Cenozóico
Durante o Cenozóico (a partir de 60 Ma), foi gerada a Formação Sabiá, composta por
folhelhos com intercalações de arenitos e lentes de calcário (PETRI, 1972 apud CAIXETA et
al., 1994), e o grupo terciário Barreiras, compreendido por depósitos sedimentares arenosos
grossos a conglomeráticos com intercalações de lamitos, correspondendo a depósitos de
leques aluviais (BIGARELA, 1975 apud CAIXETA et al., 1994).
Figura 3.6 - Paleogeografia durante a deposição da Formação Taquipe (Figueiredo et al., 1994).
41
3.2.2 Arcabouço Estrutural
A instalação da Bacia do Recôncavo é fortemente controlada pelas estruturas
preexistente no seu embasamento (MAGNAVITA, 1992). O ramo costeiro do Cinturão Bahia
Oriental estruturou a Bacia do Recôncavo segundo o trend NE-SW, mais precisamente
N030°, balizada pelas falhas de Maragojipe (a noroeste) e de Salvador (a sudeste). Estas
falhas são resultantes da reativação de zonas de cisalhamento profundas que representam as
suturas paleoproterozoicas entre este ramo do cinturão e os blocos Itabuna-Curaçá e Salvador-
Ilhéus, respectivamente (Fig. 3.1). Outra feição herdada do embasamento é o Alto de Aporá,
que separa as Bacias do Recôncavo e de Tucano. Este alto possui forte estruturação NE-SW e
representa o limite sudeste do Bloco Serrinha com o Ramo Costeiro do Cinturão Bahia
Oriental (KOSIN, 2009).
Estruturalmente, a Bacia do Recôncavo é caracterizada por falhas com direção N030°
e mergulho para SE, em direção ao depocentro da Bacia (MILHOMEN et al.,2003). Segundo
OLIVEIRA et al. (2012), essas falhas normais foram reativadas através de uma
movimentação transcorrente em direção ao depocentro da Bacia do Recôncavo (Fig.3.7).
Magnavita (1992) e Destro et al. (2003) definem o arcabouço estrutural da Bacia do
Recôncavo como sendo marcado por falhas longitudinais sintéticas e antitéticas, que estão
associadas com estruturas transversais de grande relevância na acumulação de petróleo. Esse
padrão estrutural possibilita subdividir a Bacia do Recôncavo em três compartimentos
limitados por falhas de transferências com direção NW-SE, que funcionam como zonas de
acomodação denominadas de Mata-Catu e Itanagra-Araçás (MILANI, 1987; MILANI &
DAVISON, 1988; MAGNAVITA et al., 2005; CUPERTINO & BUENO, 2005). Esta
subdivisão pode ser visualizada no Mapa tectônico simplificado da Bacia do Recôncavo com
as principais estruturas rúpteis associadas (Fig. 3.8).
Figura 3.7 - Blocos diagrama: A) ilustração da primeira fase de quebramento ortorrômbico
com (σ1> σ2 = σ3) e estrias dip slip; B) ilustração da segunda fase, na qual ocorre a acomodação
dos blocos falhados e movimentação dos mesmos no sentido dos depocentros da BR,
formando estrias que variam de obliquas a strike slip (OLIVEIRA et al., 2012).
A) B)
42
As estruturas rúpteis que constituem a porção sul da Bacia do Recôncavo são
fundamentais na arquitetura estratigráfica, bem como no controle de fluxos gravitacionais,
pois o campo de tensão formador dessas estruturas pode atuar como start desses fluxos
gravitacionais.
A seguir será feita uma descrição das principais falhas da Bacia do Recôncavo:
(I) Sistema de Falhas de Salvador: Localiza-se na porção leste da Bacia,
constituindo a borda falhada da Bacia, e orienta-se segundo a direção N30°. Sempre foi
interpretada como uma falha normal, porem Abrahão Filho et al. (2009) determinaram que
sua cinemática além de normal, possui importante componente dextral;
(II) Falha de Maragogipe: Localiza-se na borda oeste da bacia, que constitui a borda
flexural. Possui orientação principal com direção N010°. Esta falha é produto da reativação de
Figura 3.8 – Mapa do Arcabouço estrutural da Bacia do Recôncavo
com os compartimentos Sul (S), Central (C) e Nordeste (N).
Modificado de Petrobrás (1993) apud Santos et al. (2005).
43
zonas de cisalhamento profundas que representam antigas suturas da orogenia
paleoproterozoicas (Riaciana) (KOSIN, 2009).
(III) Falha de Mata-Catu: Localiza-se na porção central da Bacia do Recôncavo,
com orientação N150°. Encontra-se em contato abrupto com o alto de Aporá, e difuso com a
Falha de Salvador, possuindo cinemática tanto transpressional como trantensional
(MAGNAVITA, 1996). Destro et al. (2003) sugerem que a estrutura em questão representa
uma falha de alívio (release fault) cuja história de geração está associada com a variação do
rejeito ao longo da Falha de Salvador.
(IV) Falha de Itanagra-Araçás: Localiza-se na porção nordeste da bacia, limitando
os compartimentos Nordeste e Central. Está orientada com direção N150°. No seu limite
sudeste, apresenta terminação contra a Falha de Salvador, deslocando-a com cinemática
sinistral por cerca de três quilômetros (MILANI & DAVISON, 1988).
(V) Falha da Barra: Localiza-se na porção sul da Bacia do Recôncavo e separa a
Bacia do Recôncavo da Bacia de Camamu. Segundo Netto & Ragagnin (1990) possui uma
forma elíptica, cuja cinemática varia ao longo de sua história evolutiva.
(VI) Alto de Aporá: Constitui uma feição herdada do embasamento que separa a
Bacia do Recôncavo da Bacia do Tucano. Encontra-se bordejado a leste pela Falha de
Inhambupe e a oeste pela Falha do Tombador. Este alto possui forte estruturação NE-SW e
representa o limite sudeste do Bloco Serrinha com os sedimentos da Bacia do Recôncavo
(KOSIN, 2009).
44
Capítulo 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
4.1 Tipos de Fluxos Gravitacionais
Os fluxos gravitacionais (sediment gravity flows) são fluxos de natureza subaérea ou
subaquosa, com viscosidade elevada, devido à grande concentração de sedimentos no fluido.
A gravidade exerce o papel de força motora, atuando diretamente sobre as partículas
(VESELY, 2007 apud BARBOSA, 2009). Os fluxos gravitacionais podem ser agrupados em
duas categorias, os Fluxos Gravitacionais de Massas (FGM) e os Fluxos Gravitacionais de
Sedimentos (FGS). De acordo com Ávila & Paim (2003), os Fluxos Gravitacionais de Massa
(FGM) diferenciam-se dos Fluxos Gravitacionais de Sedimentos (FGS), uma vez que no FGS
há perda total da organização interna (fábrica) dos sedimentos, enquanto no FGM há um
menor grau de deformação interna. Os dois principais representantes dos FGM, são os slides e
os slumps, sendo o grau de deformação interna para o primeiro, muito baixa, e para o
segundo, intermediária.
Giannini & Riccomini (2000) apud Barbosa (2009) apresentam três características
geológicas semelhantes entre os fluxos gravitacionais: i) associação preferencial a declives; ii)
a formação de depósitos na base destes declives com a morfologia de lóbulos e/ou leques; iii)
o caráter episódico (dissipação de grande quantidade de energia e deslocamento de grande
massa de sedimentos em tempo muito reduzido, de segundos a poucas horas), o que pode ser
resultado de eventos sísmicos devido à reativação de grandes falhamentos, às mudanças nos
depocentros da bacia e à chegada de grande quantidade de sedimento ou pelas vastas
combinações possíveis entre estes fatores (RAJA GABAGLIA, 1991; MILANI & DAVISON,
1988).
Stow et al. (1996) faz uma revisão dos processos e depósitos de ressedimentação,
compreendendo uma suíte complexa, um contínuo, desde os deslizamentos subaquosos até as
correntes de turbidez de baixa densidade. Segundo esse autor com exceção das avalanches,
deslizamentos e escorregamento, todos os processos podem ser classificados como
movimentos de sedimentos subaquosos. Portanto, segundo esse autor os FGS podem ser
subdivididos em: (I) Corrente de Turbidez; (II) Fluxo Fluidizado (liquefação, fluidização);
(III) Fluxo granular e; (IV) Fluxo de detritos (Quadro 4.1).
45
Quadro 4.1 Classificação dos fluxos gravitacionais de sedimentos em termos de mecanismos de suporte de
grãos. Stow et al. (1996 in ÁVILA & PAIM, 2003).
De acordo com Giannini & Riccomini (2000), os principais processos sedimentares
associados aos fluxos gravitacionais são: (a) queda de rochas (rock fall); (b) deslizamentos
(slide flow); (c) escorregamentos (slump flow) - foco principal do presente trabalho; (d) fluxo
granular (grain flow); (e) fluxo de detritos (debris flow); (f) liquefação (liquefaction); (g)
fluidização (fluidization); e por fim; (h) correntes de turbidez (turbidity currents). Seus
comportamentos reológicos e mecânicos em função do declive estão resumidos abaixo, no
Quadro 4.2.
MECANISMOS DE SUPORTE MODO DE TRANSPORTE DOS GRÃOS
Correntes de turbidez Movimento ascendente da turbulência do fluido
Fluxo fluidizado Movimento ascendente de um fluido que escapa
entre os grãos quando estes assentam por gravidade
Fluxo granular Interação direta grão a grão (colisões)
Fluxo de detritos Grãos maiores suportados pela coesão da matriz
Quadro 4.2 - Principais tipos de fluxos gravitacionais e suas características quanto ao regime reológico,
mecanismos de interação grãos/fluídos, declive mínimo e depósito. Modificado de Giannini & Riccomini (2000).
46
4.1.1 Fluxo Gravitacional de Massa (FGM)
Com exceção das avalanches, são representados pelos fluxos gravitacionais
denominados de deslizamento (Slide) e escorregamento (Slump), que diferenciam-se pelo grau
de desorganização interna, sendo baixa para o slide e intermediária para o slump.
I) Deslizamento (Slide)
Constitui um tipo de fluxo gravitacional de massa que envolve grandes blocos de
sedimentos litificados ou parcialmente litificados. Esses blocos movimentam-se
separadamente ou em conjunto, com um grau de deformação interna muito baixo, pois toda a
deformação está concentrada numa estreita zona de cisalhamento (descolamento), situada na
base do corpo (Fig.4.1). O tamanho e o deslocamento dos blocos podem variar bastante.
Dentro de um bloco de deslizamento, a porção proximal pode sofrer extensão, levando a
formação de falhas lístricas, enquanto na porção distal, pode ocorrer compressão e
cavalgamentos (STOW et al., 1996) (Fig.4.1).
Figura 4.1 - Representação esquemática de um corpo de deslizamento (slide). Observar as zonas
extensionais (porção proximal) e as zonas compressionais (porção distal). Modificado de Stow et al.
(1996).
47
II) Escorregamento (Slump)
Constitui-se um tipo de fluxo gravitacional de massa com um grau de deformação
interna mais elevado se comparado aos slides, porém, apresenta feições também presentes nos
slides. Devido à complexidade e heterogeneidade de seu comportamento mecânico, apresenta
uma grande variedade de estilos deformacionais, contendo estruturas dúcteis, rúpteis, de
injeção. Nesse caso, a deformação não está mais concentrada na zona de cisalhamento
(descolamento), mas estende-se por todo o corpo que desliza. Como consequência, as
estruturas encontradas nas porções proximais são de natureza extensiva rúptil, representada
por falhas lístricas, ao passo que, nas porções distais, predominam as estruturas de natureza
compressional, que variam de dúctil a dúctil-rúpitl, como dobras e cavalgamentos (STOW et
al., 1996; D’ÁVILA et al., 2008) (Fig. 4.2).
Figura 4.2 - Representação esquemática de um corpo de escorregamento (slump). Observar as
zonas extensionais (porção proximal) e as zonas compressionais (porção distal). Modificado de
Stow et al. (1996).
48
Como o deslizamento envolve uma deformação plástica, sustentada por uma zona de
cisalhamento basal (descolamento), o corpo irá parar quando a tensão cisalhante for menor
que o valor crítico, ou seja, quando a força de atrito entre os estratos superar a tensão
cisalhante. Caso essa interrupção do movimento não ocorra em todo o corpo, algumas porções
poderão continuar a se mover, enquanto em outras o movimento já cessou, acrescentando
maior complexidade ainda ao padrão de deformação interna. Para Strachan (2008), é provável
que uma das principais conseqüências dos slumps seja atuar como disparadores de outros
fluxos gravitacionais, através do incremento de velocidade, diluição e transformação de fluxo,
já que este pode ocorrer em taludes com gradientes muitos baixos, especialmente onde as
taxas de sedimentação de sedimentos finos forem altas.
De acordo com D’Ávila et al. (2008), os depósitos de slumps ocorrem em um amplo
espectro de escalas, com os maiores atingindo centenas de quilômetros quadrados, podendo
variar desde poucos centímetros de espessura à centenas de metros.
4.1.2 Fluxo Gravitacional de Sedimentos (FGS)
Segundo D’Ávila et al. (2008), fluxos gravitacionais de sedimentos (sediment gravity
flows) são resultado de uma mistura de sedimentos e fluido que deslocam-se declive abaixo
devido à ação da gravidade e ao contraste de densidade entre o fluxo e o meio. Stow et al.
(1996) subdividiu os fluxos gravitacionais em:
I) Fluxo de Grão (Grains Flow)
O fluxo de grão é constituído essencialmente por areia e conglomerado, e o processo
pelo qual esse fluxo se movimenta é de natureza gravitacional, no qual os grãos são mantidos
em suspensão devido ao atrito intergranular, ocorrendo o efeito da pressão dispersiva
(D’ÁVILA et al., 2008). Com a diminuição do gradiente gravitacional, devido à diminuição
do declive local, ocorre consequentemente a deposição dos sedimentos, devido ao
congelamento friccional (MOREIRA, 2008). A principal característica deposicional desse
fluxo é a gradação inversa, causada pelo peneiramento cinético (queda dos grãos menores
entre os maiores).
49
II) Fluxo de detrito (Debris flow)
Segundo Lawe (1979 apud Moreira, 2010), os fluxos de detritos são fluxos de alta
densidade e saturados em água, devido a grande quantidade de argila e silte que este
comporta. Esse fluxo deposita-se por congelamento coesivo, quando a tensão cisalhante cai
abaixo da resistência da matriz. Essa deposição dá origem a um depósito mal selecionado,
normalmente maciço, onde os clastos maiores são sustentados pela força coesiva da matriz,
boiância ou pela colisão intergranular.
A deformação interna desse fluxo é função da viscosidade e velocidade do mesmo.
Segundo o autor supracitado, em condições de elevada viscosidade, é impossível nuclear
estruturas sedimentares trativas tais como estratificação cruzada e ripples. Quando presentes
no topo do depósito, tais estruturas são resultantes do retrabalhamento por fluxos aéreos,
hidrodinâmicos ou por correntes de turbidez.
III) Liquefação (Liquefacion)
De acordo com Lowe (1975 in STOW et al.,1996), a liquefação ocorre quando o
empacotamento sedimentar torna-se instável ou metaestável devido à perda repentina da
resistência ao cisalhamento associada com o colapso das estruturas internas causado por um
aumento da pressão dos poros. Esse aumento da pressão ocorre devido à busca por um novo
estado de equilíbrio (empacotamento dos grãos uns mais próximos dos outros), que cria um
excesso de fluidos nos poros e, até que os fluidos consigam escapar, a fricção intergranular é
anulada devido a esse excesso. Nesse intervalo de tempo, a mistura de sedimentos mais água,
comporta-se reologicamente como um fluido. Segundo o autor supracitado, o conteúdo de
argila e filossilicato contido nos sedimentos vai determinar o tempo do escape do fluido.
Quando o sedimento arenoso é bem selecionado o tempo de liquefação é curto, tornando a
destruição das estruturas primária parcial; entretanto se esse sedimento contiver um alto teor
de argila, o tempo da liquefação é mais longo, causando destruição total das estruturas pré-
existentes, levando à total homogeneização do corpo sedimentar.
Para formar estruturas pelo processo de liquefação é necessário que o escape seja
vertical e localizado, com velocidade suficiente. As principais estruturas resultantes são:
vulcões de areia, além de estruturas como diques de areia, estruturas em prato (dishes),
laminações convolutas, que podem estar associadas tanto aos slumps, quanto a outros
movimentos de massa (MOREIRA, 2010).
50
IV) Fuidização (Fluidization)
Lowe (1982) classificou esse processo como resultante da ação dos fluidos (gás, água),
que causa a perda total da coesão estática intergranular, tornando os grãos totalmente
suportados pelos fluidos. Quando esses fluidos são forçados verticalmente em direção à
superfície, causam uma expansão das camadas e o aumento da porosidade. Com isso, a
fábrica deixa de ser suportada por grãos, e passa a ser suportada por fluidos. Se esta descarga
de fluidos continuar, a força do fluido irá exceder a força da gravidade, causando dispersão
dos sedimentos e tornando-os totalmente suspensos.
Nichols (1995) descreve geometrias bastante peculiares em arenitos Terciários no Mar
do Norte. Essas geometrias eram as expressões de estruturas na forma de lençóis, diques,
soleiras e domos.
V) Corrente de Turbidez (Turbidity Currents)
São os fluxos subaquosos com a maior eficiência de transporte de areias para locais de
água profunda. O principal processo de transporte das partículas é via turbulência do fluido.
Conceitualmente é definido como um fluxo gravitacional bipartido, com uma camada basal
granular, que flui devido à sobrepressão de poros e às condições inerciais, e uma camada
superior mais diluída e turbulenta, que eventualmente retrabalha e ultrapassa o depósito final
da camada basal (D’ÁVILA & PAIM, 2003; D’ÁVILA et al., 2008) (Fig. 4.3).
Figura 4.3 - Experimento mostrando uma corrente de turbidez bipartida em uma camada basal
densa e laminar e uma camada superior turbulenta. Os clastos se movimentam uns em relação aos
outros na interface das duas camadas, onde o fluxo possui alta velocidade (POSTMA et al., 1988
apud D’ÁVILA et al., 2008).
51
Segundo os autores supracitados, o mecanismo disparador desse fluxo é diversificado,
compreendendo desde eventos de curta duração (ondas de tempestade, choques induzidos por
terremotos, falhamentos de sedimentos devido a taludes muito íngremes), até eventos mais
demorados, tal como grandes cheias fluviais, sendo esse último o responsável pelos fluxos
hiperpicnais. Os turbiditos gerados por correntes de turbidez súbitas diferenciam-se dos
gerados por fluxos hiperpicnais na associação de fácies, pois refletem tipos variados de fluxo
e muitas vezes são depositados em contextos paleogeográficos distintos (VESELY, 2007
apud MOREIRA, 2010).
As correntes de turbidez não são selecionadoras, transportam grãos de diversos
tamanhos, entretanto a presença do fácies argiloso é de extrema importância para a
manutenção do fluxo pois reduz o atrito na camada basal, permitindo o transporte dos
sedimentos a distâncias maiores. Com a perda da fração fina, começa a haver atrito entre o
fluxo e a camada basal, além de proporcionar o atrito entre os grãos maiores, devido à perda
da lubrificação, consequentemente há desaceleração do fluxo e deposição da fração areno-
cascalhosa. Existem outros fatores que também imprimem uma desaceleração do fluxo, tal
como: diminuição da declividade, desconfinamento do fluxo ao sair dos cânions submarinos e
atingir regiões mais amplas no sopé do talude (D’ÁVILA & PAIM, 2003).
Lowe (1982) apud D’Ávila et al. (2008) dividiu as correntes de turbidez em duas
classes, em função do diferentes tamanhos dos grãos: (I) Corrente de turbidez de alta
densidade e (II) Corrente de turbidez de baixa densidade. As correntes de turbidez iniciam-se
com alta densidade evoluindo para baixa densidade mergulho abaixo (porção distal). Essa
variação também ocorre verticalmente, onde na porção proximal e mediana, próximo a base
encontram-se fluxos de alta densidade e próxima ao topo os de baixa densidade.
De acordo com D’Ávila et al. (2008), a corrente de turbidez de alta densidade é
composta por grãos de todos os tamanhos os quais se depositam com a desaceleração e
sucessivas reduções da densidade da corrente. A deposição inicia-se com os grãos maiores e
finaliza com os grãos menores, tanto na direção do mergulho do talude, como radialmente.
De acordo com os autores supracitados, as correntes de turbidez de baixa densidade
são constituídas essencialmente por sedimentos que vão do tamanho argila até areia média, os
quais podem ser suspensos como grãos individuais pela turbulência do fluxo,
independentemente da concentração. A deposição dessa classe de fluxo ocorre primeiramente
com as areias depositadas sob tração e posteriormente com o silte e a argila com feições de
tração e decantação. Após a finalização da corrente, ocorre a deposição dos sedimentos
hemipelágicos e pelágicos oriundos da carga muito fina em suspensão.
52
Arnold Bouma, em 1962, estudando os turbiditos da França, propôs uma sucessão
normal de estruturas sedimentares numa camada ideal de turbiditos gradados, o que seria
denominado a Seqüência de Bouma (PAIM et al., 2003) (Fig 4.4). A sucessão vertical
proposta por Bouma, quando completa, é constituída por uma porção basal maciça (TA),
passando para arenitos com laminações paralelas (TB), depois arenitos com ripples (TC),
hemipelagitos associados aos turbiditos (TD) e, por fim, sedimentos pelágicos de bacia (TE)
depositados com a cessação das correntes de turbidez. Posteriormente, foi mostrado que a
seqüência de Bouma não era exclusiva do sistema turbidítico, sendo comum em sistemas
deposicionais fluviais e deltaicos (PAIM et al., 2003). Mutti (1992) indicou que esta
seqüência de Bouma é restrita aos “Turbiditos Clássicos” ou TBT’s (Thin Bedded Turbidites),
ou seja, turbiditos originados por correntes de turbidez de baixa densidade.
Mutti (1999) propõe uma divisão de oito fácies (F2 a F9) que constituiriam o
arcabouço turbidítico. Sua divisão foi baseada em quatro populações de tamanho de grãos
(Fig. 4.5). A diminuição de densidade é progressiva a partir da fácies F2 até a F9. Esta
classificação pode ser subdividida em três grupos: i) fácies muito grossas, constituída por
matacões e seixos (F2 e F3); ii) Fácies grossas (seixos pequenos e areia grossa) (F4, F5 e F6) ;
Figura 4.4 - Sequência de Bouma completa e os seus mecanismos de
deposição inferidos para os intervalos TA (corrente de turbidez de alta
densidade) e TB-E (corrente de turbidez de baixa densidade
desacelerante). Modificado de Posamentier & Walker (2006).
53
e iii) fácies de grãos finos (areia média e lama) (F7,F8 e F9). Na classificação de Mutti
(1992), a seqüência de Bouma está representada nas fácies de grãos finos (F8 e F9).
4.2 Modelo de transformação de Fluxos Gravitacionais
Os processos pelos quais os Fluxos Gravitacionais de Massa (FGM) se transformam
em Fluxos Gravitacionais de Sedimentos (FGS) estão associados à fenômenos
sedimentológicos. Middleton & Hampton (1973) apud Ávila & Paim (2003) propuseram um
modelo que ilustra as principais características dos depósitos oriundos dos FGM e dos FGS.
No modelo do autor supracitado, é possível, a partir de um depósito protólito, originar um
FGM, que posteriormente vai evoluir para um determinado tipo de FGS, de forma linear e
contínua, à medida que o fluxo desce talude abaixo (Fig. 4.6). Estudos recentes mostram que
essa transformação não ocorre por processos simples, e que um dos parâmetros mais
importantes no controle da transformação é a densidade do fluxo, que pode variar
rapidamente. Segundo Strachan (2008), a interpretação dos processos pelos quais um FGM
transforma-se em um FGS é pobremente conhecido, sendo a distinção destes feita meramente
por definições. Até o presente, existem dois modelos que tentam mostrar quais processos
atuam na transformação dos FGM em FGS: (I) Desagregação de fluxo ou (break-up of the
flow) (SCHWARZ, 1982; LOPEZ GAMUNDI, 1993; PIPER et al., 1999; LOWE & GUY,
2000; MOHRIG & MARR, 2003 apud STRACHAN, 2008); e (II) Cisalhamento induzido,
causando mistura e diluição do fluxo (shear-induced mixing and dilution of the flow),
Figura 4.5 - Arcabouço genético de fácies turbiditicas. Modificado de Mutti (1999).
54
(MORGENSTERN, 1967; VAN DER KNAPP & EIJPE, 1968; DASGUPTA, 2003 apud
STRACHAN, 2008). Existem especulações a respeito da eficiência desses processos,
principalmente a partir de estudos físicos e modelos numéricos (STRACHAN, 2008).
Strachan (2008) propõe um modelo de transformação de FGM em FGS, em que o
fluxo se incia com um slump no tempo T1 e cessa o movimento no tempo T5 (Fig. 4.7), com
um complexo depósito resultante. No tempo T1, ocorre formação de dobras em varios estilos
em um meio viscoso e fluxo com elevada densidade. Já no tempo T2, o slump começa a
acelerar e erodir os sedimentos da superfície superior o corpo (Fig. 4.7), nesse mesmo instante
o processo de fluidização adiciona sedimentos à parte superior do fluxo. No tempo T3, ocorre
variação da velocidade de propagação do slump, resultando em desagregação e diluição local,
formação de fluxo de detrito dentro do corpo do slump. Em T4, cria-se uma interface ou uma
zona de cisalhamento entre a unidade inferior, mais densa, e a unidade superior, menos densa,
denominada de deformed wavy interface (MORGENSTERN, 1967; FISHER, 1983; STIX,
2001; FELIX & PEAKALL, 2006 apud STRACHAN, 2008) (Fig. 4.7). No tempo T5, ocorre
a cessação do fluxo e uma complexa deposição, em que o corpo se deposita rapidamente. Essa
arquitetura é constituída em sua parte inferior por um deposito de slump e na sua parte
superior por uma combinação de fluxo de detrito parcialmente sobreposto por depósito de
turbidito (Fig 4.7).
Figura 4.6 - Modelo mostrando as principais características dos depósitos gerados por Fluxos
Gravitacionais de Massa - FGM (deslizamentos e escorregamentos) em comparação com os produzidos
por Fluxos Gravitacionais de Sedimento - FGS. Observar a evolução de um FGM para uma corrente
de turbidez. Modificado de Shanmugan & Moiola (1994) apud D’ÁVILA et al. (2008).
55
4.3 Estruturas Associadas com Slumps
Segundo Rossetti (1999), os processos deformacionais que ocorrem relacionados à
evolução do Slump podem gerar estruturas que variam desde o comportamento rúptil, rúptil-
dúctil, ao dúctil, além de estruturas de injeção. Dentre as principais estruturas nucleadas no
corpo do slump temos as zonas de cisalhamento intraestratal, dobras em bainha com eixo
paralelo ao sentido do movimento de massa, dobras cilíndricas, assimétricas e em cúspide
com eixo perpendicular ao sentido do movimento de massa, clivagem em plano axial de
dobras, bouding, laminações convolutas, todas de natureza dúctil. Dentre as estruturas com
comportamento rúptil e rúptil-dúctil que podem ser encontradas são: falhas normais, falhas
reversas, bandas de deformação e fraturas associadas a dobras. As estruturas de injeção que
podem ser encontradas são: diques clásticos, vulcões de areia, domos de argila e estruturas em
cone. Segundo Strachan & Alsop (2006), as dobras e falhas nucleadas no decorrer da
evolução do Slump, podem sugerir informações sobre o sentido de fluxo do paleoslump.
Entretanto, alguns autores afirmam que essas estruturas não apresentam um padrão definido e
que, portanto não seria possível obter informações sobre o sentido de fluxo do slump através
das mesmas (ALSOP & MARCOS, 2011).
O conhecimento já existente sobre os processos deformacionais é produto de uma
gama de trabalhos já consagrado na literatura internacional em diversas partes do mundo, tais
Figura 4.7 - Modelo esquemático de Little Manly Slump. Rrepresenta a transformação de um slump em um
fluxo de massa num intervalo de tempo (T1 a T4). No tempo T5, ocorre a cessação do movimento do Slump e
a deposição de um fluxo de massa por sobre o corpo do Slump. Modificado de Strachan (2008).
56
como: Martinez et al. (2005), Strachan & Alsop (2006), Ortner (2007), Strachan (2008),
Debacker et al. (2009), Alsop & Marco (2011) e Alsop & Marco (2012), que permite
formular uma sistemática onde seja possível entender os mecanismos e estilos deformacionais
que ocorrem na evolução de um corpo de slump e inferir sobre o possível sentido do fluxo. É
consenso entre os autores supracitados que existe um padrão de distribuição das estruturas no
corpo do Slump. Segundo Debacker et al. (2009), o corpo do slump pode ser dividido em
quatro partes. Na porção frontal predomina a nucleação de falhas reversas e dobras; a parte
central, com predomínio de dobras e falhas normais; as porções laterais com predomínio de
zonas de cisalhamento com movimentação tipo strike-slip, variando de dextral a sinistal.
Essas quatro porções podem ser separadas em dois domínios, um onde ocorrem esforços
extensivos e o outro onde ocorre esforços compressivos (Fig. 4.8).
Alsop & Marcos (2011), estudando os Slumps na região do Mar Morto (Dead Sea),
amplia o conhecimento já existente sobre a distribuição das estruturas no corpo do Slump,
separando-as em estruturas nucleadas na fase de transição e cessação. O autor supracitado
mostra que na região proximal a extensão é marcada por falhas normais, ao passo que na parte
distal, predominam as dobras de empurrão ( Fig. 4.9a). Na parte distal também ocorre Piggy
back sistem (Fig. 4.9a). Piggy back sistem é marcado por novos materias sendo incorporados e
acrescentados na borda principal do empurrão, resultando em progressiva rotação do material
Figura 4.8 - Representação de um corpo de slump, exibindo extensão interna e feições de
compressão nas porções central, lateral e frontal (DEBACKER et al., 2009).
57
devido a rotação do sistema de empurrão (Fig.4.9a). Na fase de transição, os primeiros
indícios de que o movimento do slump vai cessar são perceptíveis na parte distal do corpo,
através de uma onda de contração que se propaga em direção à parte proximal. Esse fato pode
gerar novos empurrões que sequencialmente vão sendo nucleados na parte mais proximal do
slump. Esse processo pode também reativar estruturas pré-existente. As falhas de empurrão
são sobrepostas por novos empurrões na capa dos empurrões mais antigos. Embora o sistema
ainda tenha vergência sentido down slope (talude abaixo) não há como retornar à inclinações
pretéritas das estruturas, que foram transpostas pelas estruturas mais novas (Fig. 4.9b).
A depender da posição do observador e do estágio de evolução do slump, é possível
observar quatros membros extremos de superposição de estruturas associadas a interferências
das estruturas da fase de transição nas estruturas da fase de cessação (Fig.4.10). As estruturas
associadas com a fase de transição podem ser extensionais na parte proximal e contracionais
na parte distal do Slump (Fig.4.10).
Embora os campos de deformação contracional e extensional sejam representados por
regiões de igual área (Fig.4.10), a área que representa o campo extensional é maior que a
região que representa a área contracional (ALSOP, 2011). Claramente uma gama muito
grande de padrões de sobreposição de estrutura é possível, porém, devido à similaridade das
estruturas na fase de transição e cessação, tal como estruturas extensionais de ambas as fases,
torna-se difícil distinguir o padrão de sobreposição. Outro fator agravante para distinguir os
padrões de sobreposição, são as zonas de cisalhamentos laterais que tornam mais complexas
as interferências das estruturas associadas às fases de transição e contração, nos campos
extensional e contracional (ALSOP & MARCOS, 2011).
58
Figura 4.9 - Vista em planta e em secção das estruturas contracionais,
extensionais e transcorrentes geradas internamente ao Slump no estágio de
translação em a) e subsequente cessação em b). Na interpretação desse modelo,
a direção de transporte associado com o fluxo ocorre da esquerda para a
direita, sendo indicada pela seta preta, com sequência de empurrão (T1, T2,
etc.) mostrada em vermelho, na parte distal do Slump; e falhas extensionais, na
parte proximal do Slump, representadas em azul (E1, E2 etc.). Modificado de
Alsop & Marcos (2011).
59
Figura 4.10 - Esquema mostrando os quatros membros extremos de interferencias, em planta e
em secção, das estruturas extensionais e contracionais geradas durante a fase de translação (1) e
subsequente cessação do Slump (2) . Em cada situação o observador é indicado por um circulo de
cor preta. Modificado de Alsop & Marcos(2011).
60
4.3.1 Dobras geradas durante a evolução do Slump
Smith (2000), estudando o mecanismo de dobramentos no decorrer da evolução do
Slump, propõe que o aumento do cisalhamento simples proporciona modificações no padrão
de dobramento. Sendo inicialmente nucleadas dobras cilindricas que posteriormente, com o
aumento do gradiente, evoluem para dobras em bainha (Fig. 4.11)
.
Strachan & Alsop (2006), estudando Slump na Irlanda, conseguiram constatar que as
dobras cilíndricas possuem eixos perpendiculares ao sentido do fluxo do slump, enquanto que
as dobras em bainha têm eixos paralelos ao sentido de fluxo (Fig.4.12).
Figura 4.11 - Representação de um depósito de
escorregamento com geração de dobras cilíndricas e de
arrasto. As setas indicam o sentido do fluxo (SMITH,
2000).
61
Alsop (2011), estudando os diferentes tipos de dobras existentes no Slump do Mar
Morto, percebeu que estas dobras têm suas origens associadas a zonas de cisalhamentos que
são nucleadas no decorrer da evolução do slump. No inicio da evolução do slump, a variação
da velocidade em direção paralela ao fluxo, cria uma zona de cisalhamento paralela à direção
de fluxo (Layer- parallel shearing) que possibilita a formação de dobras com alto ângulo com
a direção de fluxo e consequentemente, com plano axial e eixo perpendiculares à direção de
fluxo (Fig. 4.13a). Com a evolução do slump, o gradiente da velocidade ao longo do strike da
direção do fluxo cria uma zona de cisalhamento normal à direção de fluxo (Layer- normal
shearing), que possibilita a nucleação de dobras incialmente obliquas e/ou subparalelas à
direção de fluxo (Fig. 4.13b). Essas dobras criadas pelo Layer- parallel shearing, sofrem
rotação durante a progressão do fluxo e podem evoluir para dobras em bainha (Fig. 4.14).
Figura4.12 - (a) Diagrama 3D esquemático ilustrando um fluxo de slump, sem possuir
variação no eixo das dobras. (b) Evolução de um corpo de slump com rotação dos eixos
das dobras. Modificado de Strachan & Alsop (2006).
62
Segundo o modelo de evolução proposto por (ALSOP, 2011), outro processo
complicado para a interpretação da direção de fluxos do Slump a partir das dobras, ocorre na
fase de cessação, devido à contração horizontal nas dobras de empurrão (fold thrust) que
formam os retroempurrões (Back-Folds-Thrusts) com vergência contrária à direção de Fluxo
(Fig. 4.15).
Figura 4.13 - a) Dobra formada por zona de cisalhamento paralela à direção de fluxo (Layer-
parallel shearing); b) Dobras formadas por zona de cisalhamento normal à direção de fluxo (Layer-
normal shearing). Modificado de Alsop & Marcos( 2011).
Figura 4.14 - Esquema em 3D de uma dobra (anticlinal) em Bainha.
Modificado de Alsop (1999).
63
4.3.2 Falhas geradas durante a evolução do Slump
As falhas geradas (Sin-Slumping) são tipicamente distribuídas como falhas normais na
parte proximal do Slump e falhas de empurrão com geometria lístrica na parte distal do Slump
(Fig. 4.9). As falhas normais da fase de translação podem ser transpostas por falhas normais
de mais alto ângulo da fase de cessação (ALSOP, 2011). Em escala de estratos (interna),
podem ser nucleadas falhas normais em estilo dominó.
Em adição a estas falhas supracitadas, existe uma série de falhas extensionais que
formam “pares conjugados” com ângulo interplano em torno de 65°. Essas falhas têm seus
strikes oblíquos ou subparelelos à direção de fluxo (Fig. 4.16). Sua ocorrência é sugestiva de
que o Slump só apresenta movimentação na direção Slump abaixo, mas tambémm
espalhamento lateral na direção do strike do paleoslump. Podem estar associadas à dobras de
empurrão e por vezes estão cobertas por sedimentos indeformados, sugerindo que sua
nucleação é sin-sedimentação (ALSOP, 2011).
Figura 4.15 - Esquema mostrando a geometria típica das dobras de empurrão geradas na fase de
cessação, com vergência na direção do movimento de massa. De maneira subordinada pode gerar
dobras assimétricas com vergência contrária (Back folds and thrusts). Modificado de Alsop &
Marcos (2012).
64
Figura 4.16 - Esquema mostrando as dobras contracionais (em vermelho) e as falhas normais (em
azul) (ALSOP & MARCOS, 2011).
65
Capítulo 5 - GEOLOGIA LOCAL
5.1 Caracterização Geral do Afloramento
A área de trabalho, na Praia do INEMA (Foto 5.1) tem uma extensão lateral média de
1 km e altura que varia de três a dez metros, com afloramentos distribuídos de maneira
descontínua. Sua constituição faciológica é caracterizada por uma sucessão turbidítica de
baixa densidade (GUIMARÃES, 2011) composta por arenitos, siltitos e folhelhos dispostos
em forma de ritmitos, que intercalam essa fácies em proporções variadas (Foto 5.2).
Foto 5.1 - Praia do INEMA, Base Naval de Aratu. Visada para oeste.
66
Na base da sucessão faciológica, existem diversas feições estruturais que são
possivelmente decorrentes de processos de ressedimentação (Slump) (Foto 5.3 e 5.4). Outro
aspecto bastante interessante na sucessão rítmica do afloramento da Praia do INEMA é o
padrão thickening upwards e coarsening upwards, que consiste num aumento da espessura
das camadas e da granulometria dos sedimentos, da base para o topo (Foto 5.5).
Foto 5.2 - Ritmitos com intercalações de arenitos, siltitos e folhelhos no
afloramento da Formação Taquipe, Praia do INEMA. Visada para
oeste. Foto cedida por Guimarães (2011).
Foto 5.3 - Dobras na base do Ritmito, possivelmente associadas a
processos de Slump. Visada para norte.
67
Foto 5.4 - Padrão thickening upwards e coarsening upwards. Visada
para noroeste.
Foto 5.5 - Dobras na base do Ritmito, possivelmente associadas a
processos de Slump. Visada para norte.
68
5.2 Caracterização dos Fácies Sedimentares
Foram mapeadas quatro fácies sedimentares na área de estudo cuja associação
constitui uma típica sequência de Bouma (MAGALHÃES, 2011):
I) Folhelhos com laminação plano paralela, associados com níveis arenosos à sílticos
Essa fácies ocupa a porção basal da sucessão estratigráfica com espessura centimétrica
a métrica. Os folhelhos têm sua cor variando de marrom-clara a marrom-escura, enquanto os
níveis de arenito e siltito têm coloração predominantemente marrom-clara. Os arenitos são
mal selecionados texturalmente e mineralogicamente, apresentado grãos nas frações areia
média a fina. Como representante de estruturas primária, são formados por laminação plano-
paralela (Foto 5.6).
II) Arenito maciço associado a arenito com estratificação plano-paralela
Essa fácies se apresenta, em todo o afloramento, com espessura centimétrica. Sua
coloração varia de marrom-claro a amarelo-mostarda. Apresenta-se sob forma maciça,
texturalmente mal selecionado, com granulometria variando de fina a média e, por vezes, com
estratificação plano-paralela (Fotos 5.7 e 5.8).
Foto 5.6 - Arenito e siltito têm coloração predominantemente marrom
claros. São formados por laminação plano-paralela. Visada para norte.
69
III) Arenito com laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples)
Essa fácies tem sua cor variando de amarelo-mostarda a marrom-escuro. Quanto à
granulometria, varia de arenito fino a médio, além de possuir geometria tabular, com camadas
centimétricas. Quanto às estruturas primárias, apresenta laminações cruzadas cavalgantes,
sigmoidal com amplitude que variando entre 3 e 5 cm (Foto 5.9 e 5.10).
Foto 5.8 - Arenito maciço. Visada para nordeste.
Foto 5.7 - Arenito com estratificação plano paralela. Foto em planta.
Bússola indicando o norte.
70
IV) Arenitos com intercalações de folhelhos
Essa fácies é formada por arenitos amarelo-mostarda, que possuem grãos variando de
fino a médio, intercalados com folhelhos marrom-escuros, o que caracteriza um ritmito. As
espessuras das camadas variam muito na arquitetura estratigráfica, sendo que existe uma
tendência de aumento da proporção do arenito em relação ao folhelho, assim como um
Foto 5.9 - Arenito Cinza com estratificação cruzada cavalgante
sigmoidal. Visada para noroeste.
Foto 5.10 - Arenito amarelo-mostarda com estratificação cruzada
cavalgante sigmoidal. Visada para noroeste.
71
aumento na textura do arenito, que grada de fino para médio quando se sobe na estratigrafia
do depósito (Foto 5.11).
5.3 Associação de Fácies e Ambiente sedimentar
Ao associarmos as fácies da área de estudo (Fig 5.1), percebe-se que corresponde a
uma sequência de Bouma, com algumas fácies possivelmente erodidas (Fig 5.1). Essa
arquitetura estratigráfica foi definida por Bouma em 1962 com sendo uma sequência clássica
de um turbidito. Entretanto, posteriormente foi verificado que essa sequência não era
exclusiva de turbiditos, sendo também comum em sistemas fluviais e deltaicos. O
mapeamento de estratos em forma de lobos, associada com o padrão thickening upwards e
coarsening upwards, que consiste num aumento da espessura das camadas e da granulometria
dos sedimentos da base para o topo (Foto 5.5), sugere que o paleoambiente predominante da
área de estudo é deltaico lacustrino.
Foto 5.11 - Arenitos com intercalações de folhelhos. Visada para norte.
72
Figura 5.1 - Coluna estratigráfica do afloramento da praia do INEMA.
73
Capítulo 6 - ANÁLISE ESTRUTURAL
Durante os diversos estágios de evolução do Slump (início, transição, cessação,
relaxamento e compactação), várias estruturas são nucleadas em diversas fases
deformacionais, devido, principalmente, à variação do comportamento mecânico dos litotipos
que compõem o corpo do Slump. Segundo Rosseti (1999 apud Barbosa, 2009), é possível
individualizar os seguintes grupos de estruturas no corpo de um slump: (i) Estruturas pré-
fluxo de massa; (ii) Estruturas no estado plástico; (iii) Estruturas de injeção e; (iv) Estruturas
no estado sólido. As struturas pré-fluxo estão relacionadas a processos de sedimentação,
enquanto que as demais classes de estruturas estão relacionadas a processos de
ressedimentação, decorrentes das mudanças no comportamento mecânico das rochas durante a
evolução do slump.
6.1 Estrutura Primária (S0)
Essas estruturas são originadas na fase de formação do paleoambiente sedimentar,
mais precisamente no contexto tectônico estratigráfico da fase rifte, denominado de trato de
tectônico de preenchimento de rifte. Encontram-se intensamente deformadas, por vezes, com
feições de fluidização que obliteram a geometria das estruturas primárias. As atividades
tectônicas na Bacia possibilitaram o basculamento e o dobramento das superfícies primárias
(S0) (Foto 6.1 e 6.2).
74
Foto 6.1- Superfície deposicional (S0) basculada para NW. Visada em
perfil para oeste.
Foto 6.2 - Superfície deposicional (S0) basculada para NW e dobrada.
Visada em perfil para sudoeste.
75
A partir da análise do diagrama estereográfico (Fig. 6.1), percebe-se que as direções
mais frequentes das S0 foram: N020°-N030° com 31 medidas (43,00%), N110°-N120° com
24 medidas (24,71%) (Fig.6.1-a). As direções de mergulho mais frequentes foram: N290°-
300° com 31 medidas (32,00%), N020°-N030° com 24 medidas (24,77%) (Fig.6.1-b). O
diagrama de isodensidade polar apresenta maior concentração polar em N205°/75°, entretanto
as mesmas apresentam ampla variação de mergulho (Fig.6.1-b).
6.2 Estruturas no Estado Plástico
Dentre as inúmeras estruturas nucleadas no estado plástico, há uma predominância de
ocorrência de dobras de vários estilos e dimensões, que variam de centimétricas a métricas.
Estas afloram tanto em planta, quando a maré esta baixa, quanto em perfil. As principais
estruturas presentes na área são: (I) Foliação-acamadamento deformacional; (II) Dobras
assimétricas; (III) Dobras intrafoliais; (IV) Dobras em bainha; (V) Dobras em cúspides; (VI)
Dobras policlinais; (VII) Marcas de carga e; (VIII) Boudins assimétricos e simétricos.
(I) Foliação-acamadamento deformacional
O processo que possibilitou a formação do Slump nucleou uma foliação deformacional
(S1//S2) intraestratal, decorrente de uma zona de cisalhamento basal formada entre os estratos
devido à movimentação do Slump (descolamento). Essa foliação deformacional (S1//S2) é
Figura 6.1 – Rosáceas do (a) strike, (b) dip; (c) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior,
das medidas do acamamento primário (S0) da Praia do INEMA.
76
Foto 6.4 - Foliação deformacional (S1) em arenito médio maciço, com
alto teor de argilominerais. Visada em perfil para norte.
normalmente paralela à superfície de acamadamento (S0), mas também pode estar presente em
sedimentos maciços (Foto 6.3). Normalmente está restrita a níveis de sedimento com textura
mais argilosa (Foto 6.3 e 6.4).
Foto 6.3 - Foliação deformacional (S1) paralela à superfície
deposicional (S0) em arenito médio com alto teor de argilominerais.
Visada em perfil para norte.
77
(II) Dobras Assimétricas
Esse tipo de dobra consiste em uma das mais confiáveis estruturas que permitem a
obtenção do sentido de fluxo, pois, com exceção dos retroempurrões, que normalmente tem
ângulo de mergulho superior a 50°, todas as dobras assimétricas tem o mergulho de seus
planos axiais contrário ao sentido de fluxo. Na Foto 6.5 tem-se um dique clástico que foi
deformado formando uma dobra assimétrica, com comprimento de onda da ordem de 7 cm,
amplitude em torno de 5cm. Essa dobra possui L1 com caimento inferior a 10°, plano axial
com mergulho de 60°, ângulo inter-limbos em 87º. Portanto podemos classificá-la como uma
dobra aberta horizontal, com caimento e levemente harmônica, indicando fluxo de massa de
NE para SW. Associadas a essa estrutura planar tem-se uma lineação de estiramento de
massa, mostrando que, possivelmente, a direção NW-SE foi uma direção de fluxo de massa.
Já na Foto 6.6, o arenito impuro com estratificação paralela, entrou no campo de
encurtamento do elipsóide de deformação, formando uma dobra assimétrica com limbo
invertido, comprimento de onda da ordem de 5 cm e amplitude em torno de 4 cm. Essa dobra
possui L2 com caimento inferior a 10°, plano axial com mergulho de 70°, ângulo inter-
limbos em 70º. Portanto podemos classificá-la como sendo uma dobra fechada horizontal,
com caimento indicando sentido de fluxo de massa de NW para SE.
Foto 6.5 - Dobra assimétrica que denota um sentido de fluxo de NE
para SW (F1), associada com uma lineação de estiramento de massa
indicado pelos circulos pretos. Plano Axial indicado (PAX). Visada em
perfil para noroeste.
78
(III) Dobras Intrafoliais
Com o processo de evolução de um Slump, as dobras assimétricas torna-se cada vez
mais dobradas e evoluem para uma dobra intafolial, dentro dos estratos que delimitam a zona
de cisalhamento (Fotos 6.7 e 6.8). Essas dobras podem ser classificadas como recumbente,
isoclinal, harmônica e do tipo-C na classificação de Ramsay (1967). Esse tipo de dobra pode
indicar a direção, mas não o sentido de fluxo, pois sua simetria impossibilita a análise do
sentido de fluxo.
Foto 6.6 - Dobra assimétrica que denota um sentido de fluxo de NW
para SE (F2). Plano Axial indicado (PAX). Visada em perfil pra
nordeste.
Foto 6.7 - Dobra intrafolial isoclinal interna aos estratos do corpo do
Slump. Visada em perfil para noroeste.
79
(IV) Dobras em Bainha
As dobras em bainha presentes na área de estudo têm dimensões que variam de 3 a 10
metros, e, pelo fato de estarem bastante erodidas, dificultando a observação da mesma. Sua
gênese está associada ao estágio avançado do fluxo, no qual uma zona de cisalhamento
normal ao sentido do fluxo começa a agir sobre o corpo do Slump (Fig. 4.13b). Constitui uma
estrutura bastante confiável pra a obtenção do sentido aparente de fluxo, já que seu eixo é
paralelo ao sentido de fluxo (Fotos 6.9 e 6.10).
Foto 6.8 - Dobra intrafolial isoclinal, com dimensões centimétricas,
interna aos estratos do corpo do Slump. Plano axial indicado (PAX).
Visada em perfil para noroeste
80
Foto 6.9 - Dobra em Bainha, associada a rampa de empurrão em
forma de cúspide. Denota um sentido de fluxo de NW para SE.
Superfície erodida indicada. Visada em perfil para sudoeste.
Foto 6.10 - Zoom nos flancos da Dobra em Bainha, denotando um
sentido de fluxo de NW para SE. Visada em perfil para sudoeste.
81
(V) Dobras em Cúspide
Foi mapeada uma única dobra em cúspide, com 10 m de extensão. Essa estrutura, com
geometria em forma de arco, é formada quando o fluxo encontra um impedimento espacial e
os sedimentos são empurrados por cima do anteparo. Assim como as dobras em bainha, as
dobras em cúspide têm seus eixos paralelos ao sentido de fluxo (Fotos 6.11 e 6.12).
Foto 6.11 - Dobra em cúspide com sentido de fluxo (F2) de NW-SE.
Visada em perfil para sudoeste.
Foto 6.12 - Dobra em cúspide com sentido de fluxo de NW-SE. Visada
em perfil para nordeste.
82
(VI) Dobras em Policlinais
As dobras Policlinais consistem em estruturas que apresentam dois planos axiais que
mergulham para sentidos opostos, alem de um plano axial que é subvertical (Foto 6.13). Na
área de estudo essa estruturas tem dimensões de 10 cm aproximadamente, com planos axiais
mergulhando 30° e 35° para E e W respectivamente. Não constitui-se uma estrutura
diagnóstica de sentido de fluxo devido à sua simetria em relação ao plano axial central (Foto
6.13).
(VII) Marca de Carga
A diferença de densidade e competência entre arenitos e pelitos propicia a ascensão
da fração mais fina (silte e argila) e consequentemente a descida da fração mais grossa
(arenito). Quando essas estruturas são assimétricas (Fotos 6.14 e 6.15), são confiáveis para
obter o sentido de fluxo. Entretanto, seu uso para obtenção do sentido de fluxo é
recomendável com a corroboração de uma estrutura mais confiável, a fim de minimizar o grau
de incerteza que apresenta.
Foto 6.13 - Dobra policlinal (DP). Planos Axiais indicados (PAX, PAX1,
PAX2 e PAX3). Visada em perfil para nordeste.
83
(VIII) Boudins
Os Boudins presentes na área de estudo estão associados à parte externa de zona de
charneira de dobra aberta, normal harmônica, presente na base da coluna estratigráfica da
sucessão sedimentar da área de estudo. Esses Boudins tem dimensões que variam de 5 a 15
Foto 6.14 - Marca de carga assimétrica indicando o sentido de fluxo de
NW para SE. Visada em perfil para nordeste.
Foto 6.15 - Zoom na marca de carga assimétrica indicando o sentido de
fluxo de NW para SE. Visada em perfil para nordeste.
84
cm, com uma geometria levemente assimétrica, que indicam um cisalhamento com sentido de
fluxo de NW para SE (Fotos 6.16 e 6.17).
Foto 6.16 - Boudins assimétricos falhados, nucleados na parte externa
da zona de charneira de dobras abertas, denotando fluxo de massa de
NW para SE. Visada em perfil para nordeste.
Foto 6.17 - Boudins assimétricos nucleados na parte externa da zona de
charneira de dobras abertas, denotando fluxo de massa de NW para
SE (indicado). Visada em perfil para nordeste.
85
6.2.1 Figuras de Interferência de dobras
As figuras de interferência são comuns em regiões que foram intensamente
deformadas e que, possivelmente, passaram por mais de uma fase de deformação, gerando
feições de redobramentos. A depender da coaxialidade do campo de tensão e/ou sentido de
transporte tectônico (Fluxo de massa), inúmeras figuras de interferência podem ser geradas.
No caso da área de estudo, foram mapeadas três figuras de interferência de dobras: em laço,
Domos e Bacias, e Bumerangue.
(I) Interferência em Laço
Na Foto 6.18, essa figura de interferência tem uma dimensão em torno de 50 cm. Sua
gênese está relacionada ao inicio de redobramento e arqueamento do limbo superior de um
anticlinal com limbo invertido com vergência para SE. É importante notar obliteração da
dobra pré-existente por uma foliação S2 que está sendo rotacionada no sentido horário
(sugerindo um sentido de fluxo de fluxo mais novo de NW para SE). Já na Foto 6.19, a figura
de interferência em laço é produto do intenso redobramento das dobras que indicavam um
sentido de fluxo de NW para SE (Foto 6.8).
Foto 6.18 - Figura de interferência em laço, mostrando evolução do
sentido de fluxo de NE-SW (F1) para NW-SE (F2). Foliação (S2) e
Superfícies Axiais (SAX1 e SAX2) indicadas. Visada em perfil para
noroeste.
86
(II) Interferência em Cela e Bumerangue
Essas figuras de interferência têm dimensões que varia de 50 cm a 1.5 m (Fotos 6.20,
6.21 e 6.22). Podem ter sua gênese associada tanto a fluxo coaxial quanto não coaxial. Se uma
dobra pré-existente for rotacionada, com o progresso do fluxo na mesma direção (deformação
coaxial), é possível formar esse tipo de figura de interferência. Entretanto, se existir uma
mudança do sentido de fluxo (deformação não coaxial), as dobras já existentes também
podem também formar esse tipo de figura de interferência.
Foto 6.19 - Figura de interferência em laço, mostrando evolução do
sentido de fluxo de NW para SE. Superfícies axiais (SAX1 e SAX2)
indicadas. Visada em perfil para sudeste.
87
Foto 6.20 - Figura de interferência em cela. Visada em perfil para
noroeste.
Foto 6.21 - Figura de interferência em cela. Visada em planta.
Caderneta indicando o Norte.
88
A partir da análise do diagrama estereográfico (Fig. 6.2), percebe-se que as direções
mais frequentes dos eixos das dobras totais (Lt) foram: N020°-N030° com 3 medidas
(13,00%), N120°-N130° com 3 medidas (13,00%) e N150°-N160° com 3 medidas (13,00%),
(Fig.6.2-a). O diagrama de isodensidade polar apresenta maior concentração polar em
N300°/06° (Fig. 6.2-b).
Foto 6.22 - Interferência em Bumerangue. Superfícies Axiais indicadas
(SAX1 e SAX2).Visada para nordeste.
Figura 6.2 - (a) Rosáceas do strike, (b) Diagrama de
isodensidade polar no hemisfério inferior das medidas dos
eixos das dobras totais (Lt) da Praia do INEMA.
89
Com o intuito de obter uma visão mais fidedigna do processo de evolução do sentido
de fluxo do corpo do slump, os eixos das dobras foram agrupados em função do sentido de
fluxo que os mesmo sugerem.
A partir da análise do diagrama estereográfico (Fig.6.3), percebe-se que as direções
mais freqüentes dos eixos das dobras (L1) foram: N120°-N130° com 3 medidas (25,00%),
N150°-N160° com 3 medidas (25,00%) e N090°-N100° com 3 medidas (17,00%) (Fig.6.3-a).
O diagrama de isodensidade polar apresenta maior concentração polar em N300°/06°
(Fig.6.3-b).
Quando analisamos o diagrama estereográfico (Fig.6.4), percebe-se que as direções
mais freqüentes dos eixos das dobras (L2) foram: N020°-N030° com 3 medidas (25,00%),
N070°-N080° com 2 medidas (17,00%) e N150°-N160° com 2 medidas (17,00%) (Fig.6.4-a).
O diagrama de isodensidade polar apresenta maior concentração polar em N022°/09°
(Fig.6.4-b).
Figura 6.3 - (a) Rosáceas do strike, (b) Diagrama de
isodensidade polar no hemisfério inferior das medidas dos
eixos das dobras (L1) da Praia do INEMA.
90
Ao analisarmos os dados de lineação de estiramento de massa (Lxm) no diagrama
estereográfico (Fig.6.5), percebe-se que as direções mais freqüentes das Lxm foram: N020°-
N030° com 3 medidas (33,00%) e N150°-N160° com 2 medidas (22,00%), (Fig.6.5-a). O
diagrama de isodensidade polar apresenta maior concentração polar em N022°/09° (Fig.6.5-
b).
Figura 6.4 - (a) Rosáceas do strike, (b) Diagrama de
isodensidade polar no hemisfério inferior das medidas dos
eixos das dobras (L2) da Praia do INEMA.
Figura 6.5 - (a) Rosáceas do strike, (b) Diagrama de
isodensidade polar no hemisfério inferior das lineações de
estiramento de massa (Lxm) da Praia do INEMA.
91
6.3 Estruturas de Injeção
Essas estruturas são formadas por processos de fluidização e liquefação dos pacotes
sedimentares arenosos que se tornam instáveis e passíveis de migração para zonas de alívio,
tais como falhas ou fraturas, na forma de diques clásticos ou na forma de ejeções localizadas
denominadas vulcões de areia. Os vulcões, quando assimétricos (forma de elipsóide), são
bons indicadores de direção de fluxo. Na área de estudo, tais tipos de estruturas não têm muita
expressão, estando restritas a um veio clástico (espessura de 3 cm e comprimento aproximado
de 1 m) (Foto 6.23) e alguns vulcões de areia (Foto 6.24).
Foto 6.23 - Dique clástico tarde a pós fluxo. Foto tirada em planta.
Escala indicando a direção do norte.
92
6.4 Estruturas no Estado Sólido
Essas estruturas estão associadas ao comportamento rúptil dos litotipos. Sua gênese
pode ocorrer em qualquer estágio de evolução do slump, contanto que a quantidade de água
nos poros dos sedimentos seja insuficiente para torná-los dúcteis e/ou fluidizados. A grande
maioria das falhas mapeadas na área de trabalho, não foi possível discriminar a cinemática.
Quando isso foi possível, elas apresentaram cinemática normal (Fotos 6.25 e 6.26). A
presença de estrias em algumas dessas falhas possibilitou a obtenção da orientação 3-D dos
tensores principais do campos de paleotensão associados à sua geração. Também foi mapeado
conjunto de dobras de empurrão na área de trabalho (Foto 6.27 e 6.28). Essas estruturas
consistem em um excelente indicador do sentido de fluxo, o que possibilitou a determinação
do sentido do fluxo de massa de NW para SE e a determinação do campo de tensão associado
a esse sentido de fluxo.
Foto 6.24 - Vulcões de areia sin a tarde fluxo. Perpendicular ao eixo
maior tem-se a direção do fluxo. Foto tirada em planta. Escala
indicando a direção do norte
93
Foto 6.25 - Falhas normais N030° em .Visada em perfil para nordeste.
Foto 6.26 - Falhas normais N120° em turbitidos.Visada em perfil para
noroeste.
94
A partir análise do diagrama estereográfico (Fig.6.6), percebe-se que as direções mais
freqüentes das falhas totais foram: N030°-N040° com 162 medidas (43,00%), N130°-N140°
com 50 medidas (14,50%) (Fig.6.6-a). As direções de mergulhos mais freqüentes foram:
N120°-N130° com 92 medidas (26,00%), N300°-N310° com 70 medidas (20,29%) e N040°-
Foto 6.27 - Falha de empurrão (thrust) nos depósitos de fluxos
gravitacionais. Sentido de fluxo de NW para SE (F2). Foto em perfil
com visada para noroeste.
Foto 6.28 - Zoom da Falha de empurrão
(thrust) nos depósitos de fluxos
gravitacionais. Foto em perfil com
visada para noroeste.
95
N50° com 42 medidas (6,96%) (Fig.6.6-b). O diagrama de isodensidade polar apresenta maior
concentração polar em N120°/21°, com mergulho de alto ângulo predominante (Fig.6.6-c).
Analisando o diagrama estereográfico (Fig.6.7), percebe-se que as direções mais
freqüentes das falhas normais foram: N030°-N040° com 44 medidas (54,00%), N000°-N010°
com 16 medidas (20,00%) (Fig.6.7-a). As direções de mergulho mais freqüentes foram:
N300°-N310° com 23 medidas (28,00%), N120°-N130 com 21 medidas (26,00%) e N090°-
N100° com 15 medidas (18,00%) (Fig.6.7-b). O diagrama de isodensidade polar apresenta
maior concentração polar em N120°/24°, com mergulho de alto ângulo predominante
(Fig.6.7-c).
Figura 6.6 - (a) Rosáceas do strike, (b) do dip e (c) Diagrama de isodensidade polar no
hemisfério inferior, das medidas de Falhas Totais da Praia do INEMA.
Figura 6.7 - (a) Rosáceas do strike, (b) do dip e (c) Diagrama de isodensidade polar no
hemisfério inferior, das medidas de Falhas Normais da Praia do INEMA.
96
6.5 Tensores
Foram obtidos ao todo 10 orientações 3-D dos tensores principais (σ1, σ2 e σ3) de
campos de paleotensão pelo método dos diedros retos (Gephart & Forsyth, 1984).
As direções de caimento mais freqüentes do tensor máximo (σ1) (Fig.6.8 a-I) foram:
N300°-N310° com 4 medidas (40,00%) e N030°-N040° com 2 medidas (20,00%). O
diagrama de isodensidade polar apresentou maior concentração em N300°/24°. Os tensores
apresentam caimentos que variam de sub-verticais a sub-horizontais (Fig.6.8 b-I).
As direções de caimento mais frequentes do tensor intermediário (σ2) (Fig.6.8 a-II)
foram: N210°-N220° com 3 medidas (30,00%) e N180°-N190° com 2 medidas (20,00%). O
diagrama de isodensidade polar apresentou maior concentração em (N030°/00°). Os tensores
apresentam caimentos predominantemente sub-horizontais (Fig.6.8 b-II).
As direções de caimento mais frequentes do tensor mínimo (σ3) (Fig.6.9 a-III) foram:
N130°-N140° com 3 medidas (30,00%) e N000°-N010° com 2 medidas (20,00%). O
diagrama de isodensidade polar apresentou maior concentração em (N125°/24°). Os tensores
apresentam caimentos variando de sub-horizontais oblíquo (Fig.6.8 b-III).
Figura 6.8 - Rosáceas de direção de caimento e diagramas de isodensidade polar dos tensores
principais obtidos a partir da estruturas rúpteis da Praia do INEMA. σ1: (a-I) Rosácea de
caimento; (b-I) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior), σ2: (a-II) Rosácea de
caimento; (b-II) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior), σ3: (a-III) Rosácea de
caimento; (b-III) Diagrama de isodensidade polar no hemisfério inferior)
97
6.6 Fases deformacionais
Através da analise estrutural foram individualizadas quatro fases deformacionais (D1,
D2, D3 e D4). Essas fases foram separadas em função dos processos atuantes (sedimentares ou
deformacionais) e da direção e caimento do tensor máximos principal (
Fase D1: esforços extensivos em escala regional, nucleação das principais famílias de falhas
da Bacia do Recôncavo, formação de uma superficie primária (S0), decorrente da
sedimentação dos fácies que constituem arcabouço estratigráfico da bacia do recôncavo e da
Formação Taquipe. Instalação de um paleoambiente lacustrino-deltaico na Fm. Taquipe.
Fase D2: local com direção N030º e caimento sub-horizontal que nucleou:
Zona de Cisalhamento basal (ZC1);
foliação-acamadamento deformacional (S1);
Lxm1: Lineação de estiramento de massa;
Dobras Assimétricas com eixo na direção (NW-SE);
Dobras isoclinais, intrafoliais com eixo na direção (NW-SE);
Dobras em Laço com eixo na direção (NW-SE);
Reativação das falhas N030°, mergulhando tanto para NW quanto para SE;
Reativação das falhas N140°, mergulhando tanto para NE.
i) Fase D3: local com direção N140º e caimento sub-horizontal que nucleou:
Zona de Cisalhamento basal (ZC2);
foliação-acamadamento deformacional (S2);
Lxm2: Lineação de estiramento de massa;
Dobras Assimétricas com eixo na direção (NE-SW);
Boudins assimétricos;
Dobras em Bainha;
Dobras em Cúspide;
98
Dobras em bumerangue;
Dobras em cela;
Dobras em laço com eixo na direção (NE-SW);
Estruturas em chamas assimétricas;
Rampa de empurrão com direção N030
Reativação das falhas N030°, mergulhando tanto para NW quanto para SE;
Reativação das falhas N140°, mergulhando tanto para NE.
ii) Fase D4: local com direção N140º e caimento sub-vertical que nucleou:
Falhas normais de alívio com direção N030° e N140°;
Dobras policlinais.
99
Capítulo 7 - DISCUSSÕES
A partir da integração dos dados referentes às análises do paleoambiente e estrutural,
é possível traçar discussões a respeito dos processos de sedimentação, deformação que
atuaram na área de estudo e por fim propor um modelo evolutivo para o afloramento da praia
de INEMA:
7.1 Paleoambiente
As quatros fácies sedimentares mapeadas no afloramento da Praia do INEMA são: (i)
Folhelhos com laminação plano paralela associados com níveis arenosos à sílticos; (ii)
Arenito maciço associado a arenito com estratificação plano paralela; (iii) Arenito com
laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples) e; (iv) Arenitos com intercalações de
folhelhos. Quando associadas verticalmente, essas fácies sugerem uma típica sequência de
Bouma, que por vezes sofreu erosão de alguns níveis estratigráficos. A ideia de erosão de
alguns níveis pode ser evidenciada no campo com o mapeamento da superfície erosional
(Foto 7.1).
Foto 7.1 – Superfície Erosional.
100
Para a formação da sequência de Bouma, sugere-se que os principais mecanismos de
deposição são os regimes de fluxos superior e inferior associados com decantação e tração. O
regime de fluxo superior possibilita a deposição de arenitos médios a finos, maciços, com
estratificações plano-paralelas. Já no regime de fluxo inferior, formam-se os arenitos finos
intercalados com silte. Os arenitos siltosos são caracterizados estruturalmente por laminações
cruzadas, ao passo que, nos sedimentos de tamanho silte, há uma predominância de
laminações plano-paralelas. Na fácies argilosa a sedimentação é dominada por processos de
decantação.
apesar da sequencia de Bouma não ser exclusivo de um único sistema deposicional, como
proposto pelo mesmo em 1962. A coluna estratigráfica e mapeamento de estratos em forma de
lobos, associada com o padrão thickening upwards e coarsening upwards, que consiste num
aumento da espessura das camadas e da granulometria dos sedimentos, da base para o topo
(Foto 5.5), é sugestivo que o paleoambiente predominante da área de estudo é um deltaico
lacustrino que foi ressedimentado parcialmente, por um fluxo gravitacional do tipo Slump.
O padrão thickening upwards e coarsening upwards, que consiste num aumento da
espessura das camadas e da granulometria dos sedimentos da base para o topo (Foto 5.5),
pode estar associado à progradação das areias da frente deltaica, devido às elevadas taxas de
aporte sedimentar, que superam as taxas de criação de espaço de acomodação no estágio de
Trato de Sistema Tectônico de Preenchimento de Rifte (KUCHLE et al., 2007), da evolução
tectono-estratigráfica do Rifte do Recôncavo (Fig. 7.1).
Figura 7.1 - Modelo de Tratos de Sistemas Tectônicos proposto, com seus respectivos padrões de
empilhamento e superfícies limítrofes. (KUCHLE et al., 2007).
101
7.2 Análise Estrutural
Analisando a distribuição espacial das superfícies primárias (S0), percebe-se que as
direções predominantes estão restritas às direções N020º-N030° e N110°-N120º, com
mergulho de baixo ângulo predominante. Entretanto, a família N120º tem mergulho que varia
de sub-vertical a sub-horizontal (Fig. 6.1). Esse basculamento sub-horizontal podem estar
associadas falhas normais na parte proximal do slump e/ou dobramento aberto, decorrente da
evolução do fluxo na parte distal. Já os mergulhos sub-verticais da família N120º podem estar
relacionados ao processo de dobramento assimétrico, onde o limbo curto adquire elevados
valores de mergulho.
Dentre as diversas estruturas nucleadas no estado plástico, há uma representatividade
estatística dos diversos tipos de dobras (assimétrica, intrafolial, bainha, cúspide e policlinal).
Essa variedade geométrica no estilo de dobramento pode estar associada à hierarquia temporal
na gênese das dobras, já que existe uma tendência evolutiva de transformação de um tipo de
dobra pretérita num outro tipo (Fig. 4.11). Essa transformação é função do grau de
viscosidade e, consequentemente, do teor de água que é incorporado ao corpo do Slump em
sua evolução. Apesar de o processo deformacional na área de estudo ter nucleado duas
foliação-acamadamento deformacional (S1 e S2), as duas estão subparalelas o que tornou
impossivel a obtensão de uma relação de corte para hierarquizarmos que foi nucleada
primeiro, ficando a classificação (S1 e S2) com caráter meramente descritivo. A distinção das
duas foliações em campo foi feita a partir da variação da direção da lineação de estiramento
de massa que as mesmas contem (Lxm). A hierarquização temporal dessas foliações é de
fundamental importância para distinguirmos qual foi a direção do primeiro fluxo, já que
analise da variação das direções da (Lxm), sugerem que existem duas direções de fluxos
distintas. As dobras assimétricas com seus eixos nas direções N120° e N130° (Fotos 6.5.e
6.6), respectivamente, que sugerem duas direções de fluxo distintas: um de NE para SW, e
outro de NW para SE. As dobras intrafoliais (Fotos 6.7 e 6.8) têm seus eixos na direção
N130º, sugerindo que a direção NE-SW é uma direção de fluxo. Entretanto, sua geometria
simétrica a torna inadequada para a obtenção do sentido de fluxo nessa direção. Tanto as
dobras em bainha quanto cúspide (fotos 6.9 e 6.11) têm seus eixos (Lβ) na direção (N150º), a
partir a assimetria das dobras em bainha e em cúspide e do paralelismo de seus eixos com o a
direção de fluxo, é sugestivo que houve um fluxo de NW para SE. A dobra policlinal tem
sua gênese associada à fase de relaxamento do corpo do slump. Em campo foi mapeada uma
dobra policlinal com a direção de seu eixo (Lβ) N030º, sugerindo que após o fluxo que
102
ocorreu de NW para SE, o Slump teve uma fase de relaxamento (Foto 6.13). As marcas de
cargas são estruturas que, quando assimétricas, constituem-se uma estrutura indicativa do
possível sentido de fluxo. Seu grau de confiabilidade, no entanto, é baixo, e seu uso é
condicionado à corroboração por uma estrutura mais confiável (dobra assimétrica). Em
campo, as marcas de carga indicam um sentido de fluxo de NW para SE (Foto 6.15),
equivalente ao sentido de fluxo adquirido na dobra assimétrica (Foto 6.6), que tem sua Lβ na
direção N130º. Os Boudins são estruturas nucleadas no campo de encurtamento do elipsóide
de deformação. Quando apresentam geometria assimétrica, constituem-se estruturas
sugestivas do sentido de fluxo. Em campo foram mapeados boudins simétricos decorrentes do
contraste de competência entre as camadas de arenitos (mais competente), que estão
intercalados com os pelitos (menos competente). Os boudins assimétricos estão associados à
parte externa da zona de charneira das dobras. A geometria assimétrica desses boudins e a
direção N040ºde seus eixos traduzem um sentido de fluxo de NW para SE (Foto 6.17).
A elevada intensidade de deformação do Slump possibilitou a geração de figuras de
interferência nas dobras presentes na área de trabalho. As gêneses desses redobramentos estão
associadas a processos deformacionais polifásicos.
A figura de interferência em laço é característica do redobramento coaxial. Essa figura
de interferência possibilita o reconhecimento de, pelo menos, dois eixos de dobras paralelos
entre si, e perpendiculares ao sentido de fluxo. Duas dobras com figura de interferência em
laço foram mapeadas na área de trabalho (Fotos 6.18 e 6.19). Na figura de interferência
resultante do redobramento da dobra da Foto 6.18, é possível propor que o sentido do fluxo
foi de NE pra SW. Essa ideia é corroborada pela direção do eixo (Lβ) que está na direção
N140º e pela leve assimetria da dobra. No entanto, na Foto 6.19, o sentido de fluxo que
causou o dobramento e posterior redobramento foi de NW para SE, sugerido pela assimetria
da dobra e pela direção N030º de seu eixo (Lβ). Esses sentidos de fluxo são concordantes com
os sentidos de fluxos sugeridos pela análise das Fotos 6.5 e 6.6.
A existência de figuras de interferência em forma bumerangue pode sugerir mudanças
na direção e sentido do fluxo do slump durante sua evolução, caracterizando um processo de
deformação não coaxial. Entretanto, essa condição não é suficiente para justificar a ocorrência
da mudança, já que as dobras podem ser rotacionadas na evolução de um fluxo coaxial (fluxo
de mesma direção).
A análise do diagrama estereográfico dos eixos das dobras totais (Fig. 6.2) sugere que
os eixos distribuem-se em forma de leque, tornando possível a existência de duas direções
preferenciais de sentido de fluxo. Os eixos das dobras foram agrupados em função do sentido
103
de fluxo que sugerem, com o intuito de obter uma visão mais detalhada do processo de
evolução do slump. Analisando as direções de seus eixos, as dobras assimétricas e cilíndricas
que compõem a parte central e esquerda do slump, (Fig.6.3) percebe-se que é possível a
ocorrência de um fluxo de sentido NE para SW na forma de leque. Já na (Fig. 6.4), as famílias
N030º e N150º foram interpretados como eixos de dobras assimétricas com vergência para SE
(Foto 6.6), enquanto a família N070º foi interpretada como eixos das dobras em bainha e
cúspide (Fotos 6.9 e 6.11). As direções dos eixos das dobras analisadas sugerem como
possível direção de fluxo a direção NW-SE.
As lineações de estiramento de massa são excelentes indicadores de sentido de fluxo de
massa. A análise das lineações de estiramento de massa (Lxm) (Fig. 6.5), mostra que as
direções mais freqüentes são N030º e N150º com baixo ângulo de caimento. Essas variações
nas direções das Lxm propõem uma mudança de sentido de fluxo. Em campo, entretanto, não
foi possível hierarquizar as lineações de estiramento de massa em função do tempo, pois as
foliações deformacionais S1 e S2 estão sub-paralelas e sem relação visível de corte. A variação
da direção das lineações de estiramento de massa (Lxm) não são suficientes para afirmar qual
foi a direção do primeiro fluxo, já que existem duas direções preferenciais: N030º e N150º.
Ao analisar-se em conjunto os gráficos de eixos de dobras e de lineação de estiramento de
massa (Lxm), percebe-se que existem famílias de Lβ1 que são paralelas, ortogonais e obliquas
à direção N030º da lineação de estiramento de massa. Esse padrão de distribuição espacial
entre a Lxm pertencente à família N030º e as Lβ1, sugere a possibilidade da ocorrência de
rotação das dobras durante a evolução do primeiro fluxo, que se deu de NE para SW, ou que o
Slump fluiu em um tipo de fluxo não confinado. Com relação à disposição espacial das Lxm e
Lβ2, percebe-se facilmente que tanto as Lxm da família N030º quanto da família N150º, estão
sub-paralelas e ortogonais às Lβ2. Essa disposição permite inferir que, no segundo fluxo,
houve a nucleação de dobras com Lβ2 tanto ortogonais a Lxm (N150º) quanto paralelas à ela.
Essa interpretação pode ser comprovada com o mapeamento de dobras assimétricas com Lβ2:
N030º (Foto 6.6), e dobras em bainha e cúspide com direção dos eixos Lβ2:N150º (Fotos 6.9
e 6.11)
As estruturas de injeção têm pouca representatividade na área de estudo, e seus
registros ficam restritos a meia dúzia de vulcões de areias e um único dique clástico com
direção aproximada N090º. Esse fato sugere que, em algum momento da evolução do Slump,
a direção E-W constituiu-se uma direção de extensão.
104
A partir das estruturas rúpteis (falhas e fraturas) e sua cinemática associada foi
possível deduzir o campo de paleotensão local e correlacioná-lo com o campo de paleotensão,
regional que atuou na geração da Bacia do Recôncavo.
(I) Análise Geométrica das falhas
Analisando a geometria dos planos de falhas e fraturas totais existentes nos sedimentos
do afloramento da Praia do INEMA, é possível observar três famílias de falhas principais com
direções: (I) N030º e mergulho subvertical, de maior destaque (fig. 6.26); (II) N130º e (III)
N110º, ambas com alto ângulo de mergulho e menor representatividade. Segundo Kosin
(2009), a direção das falhas da família N030º estaria associada à herança do embasamento, ao
passo que, segundo Destro (2004), as famílias de falhas com direções N110º e N130º
representam, possivelmente, uma falha de alívio.
(II) Análise Cinemática das falhas
Analisando as disposições das falhas normais no afloramento da Praia do INEMA, três
famílias em destaque são percebidas: as com direções N030º, N010º e N100º. A filtragem das
falhas normais das falhas totais, não considera a família N140º como falhas normais, embora
ela apareça com destaque no gráfico de falhas totais. Entretanto família de falhas N140° é
fundamental para a interpretação do sentido de fluxo (NE-SW), pois é aproximadamente
perpendicular a ele. Apesar de a cinemática dessa família não ser conhecida, o mergulho de
alto ângulo tanto para NE quanto para NW, sugere que essa família seja formada pelas falhas
normais de colapso do Slump, que são perpendiculares à direção de fluxo. As falhas da família
N030º podem ser interpretadas tanto como de colapso do slump, que fluiu de NW para SE,
quanto como falhas normais nucleadas paralelamente à direção de fluxo do slump quando este
não é confinado (Fig. 4.16). Essa interpretação é apoiada na cinemática normal e no mergulho
de alto ângulo para os quadrantes opostos NW-SE que essa família de falhas apresenta. As
falhas reversas mapeadas na área de estudo estão restritas às rampas de empurrão presentes na
parte distal do slump, que denotam um sentido de fluxo de NW para SE (Foto 6.27). Em
termos comparação das direções das famílias das falhas locais, é perceptível o paralelismo
das mesmas com as falhas de Salvador com direção N030° e com a falha de Mata-catu com
direção N150°.
105
(III) Análise Dinâmica: campo de paleotensão local
Analisando-se localmente a variação das direções e caimentos dos tensores principais
(σ1, σ2 e σ 3) do campo de paleotensão que possibilitou a evolução do fluxo gravitacional da
Praia do INEMA, percebe-se que as direções mais frequentes do tensor máximo (σ 1) (Fig.6.8
a-I) foram: N120º-N130º com 4 medidas (40,00%) e N030º-N040º com 2 medidas (20,00%).
O diagrama de isodensidade polar apresentou maior concentração em (N300º/24º). Os
tensores apresentam caimentos que variam de sub-verticais a sub-horizontais (fig.6.8 b-I). O
tensor máximo (σ1) sub-vertical pode estar associado à fase de colapso do slump. Já o Tensor
máximo (σ1) sub-horizontal pode estar associado tanto à esforços locais compressivos, quanto
à transcorrência. Entretanto, quando o tensor intermediário (σ 2) é analisado, percebe-se que
seu caimento é essencialmente sub-horizontal. Isso permite inferir então, que o Tensor
máximo (σ1) sub-horizontal seja decorrente de uma tectônica compressiva local que determina
o sentido de fluxo. Ao analisar-se as direções do Tensor mínimo (σ 3) (Fig.6.9 a-III), percebe-
se que há uma predominância das direções: N030º-N040º com 3 medidas (30,00%) e N000º-
N010º com 2 medidas (20,00%). Os tensores mínimos (σ3) apresentam caimentos
predominantemente sub-horizontais (Fig.6.8 b-III), que denotam extensão nas direções
supracitadas. Ao compararmos as direções de alívio local (σ3 sub-horizontal), com as direções
de abertura da Bacia do Recôncavo, percebe-se que algumas dessas direções são paralelas às
direções de abertura da Bacia.
7.3 Integração de dados discutidos
Unindo-se informações das variações na direção dos eixos de dobras (Fig.6.2) com os
padrões de interferências em bumerangue (Fotos. 6.21 e 6.22), e associarmos com a variação
das direções e sentido das lineações de estiramento de massa (Lxm) (Fig.6.5), é possível
propor a existência de variação na direção e sentido do fluxo de um único slump na Praia do
INEMA. Entretanto, a integração dos dados supracitados não possibilita hierarquizar qual foi
a direção e o sentido do primeiro fluxo do slump na praia do INEMA, já que há evidencias de
fluxo nas direções N030º e N150º. Essa incógnita é passível de resolução ao analisar-se a
obliteração da dobra pretérita (Foto 6.18), que sugere sentido de fluxo de NE para SW, por
uma foliação-acamadamento deformacional (S2) que está sendo dobrada e rotacionada no
sentido horário, indicando que o fluxo mais novo foi de NW para SE. Quanto ao causador
("motor") do fluxo gravitacional do tipo Slump da praia do INEMA, podemos propor que o
106
tensores principais do campo de paleotensão que nuclearão e/ou reativação as falhas com
direções N030° e N140°, associado as elevadas taxas de aporte sedimentar (deltas),
propiciada pela dinâmica de preenchimento estratigráfico do trato de sistema de
preenchimento de rifte, podem ter atuado como "motor" do Slump. Entretanto ainda existe
lacunas no conhecimento geodinâmico da Bacia do Recôncavo em escala regional e local, de
maneira que ainda existem dúvidas sobre os processos nucleadores de falhas dentro da bacia,
o que torna a contribuição do campo de tensão como "motor" dos fluxos gravitacionais
bastante simplória é sujeita a especulações.
7.4 Modelo Evolutivo
Diante dos dados discutidos, é proposto um modelo de evolução tectono-estratigráfico
para as rochas do afloramento da praia do INEMA (ver Anexo 1) que é formado por quatro
etapas evolutivas. A primeira dominada essencialmente por processos de sedimentação e as
três ultimas controlada por processos deformacionais que afetaram a cobertura da bacia.
7.4.1 Primeiro Estágio Evolutivo
Instalação de um ambiente transicional deltaico lacustrino, possivelmente integrante
do Trato de Sistema de Preenchimento de Rifte da Bacia do Recôncavo (Fig. 7.1), no qual a
sedimentação esporádica possibilitou a deposição de quatro fácies cuja associação constitui-se
a clássica sequência de Bouma associada a um sistema deltáico (Fig. 4.4), com alguns níveis
erodidos (Foto 7.1): (i) Folhelhos com laminação plano paralela, associado com níveis
arenosos à sílticos; (ii) Arenito maciço associado a arenito com estratificação plano paralela;
(iii) Arenito com laminações cruzadas cavalgantes (climbing ripples); e (iv) Arenitos com
intercalações de folhelhos (Fig. 5.1).
107
7.4.2 Segundo Estágio Evolutivo
i) Desestabilização da sequência deltáica, possivelmente associada à atividade tectônica e/ou
estratigráfica. Essa atividade possibilitou a formação de uma superfície de destacamento basal
que evoluiu para uma zona de cisalhamento intraestratal, a qual apresenta foliação
deformacional (S1//S0). Como consequência dessa instabilidade tectono-estratigráfica, inicia-
se um fluxo gravitacional de massa do tipo slump;
ii) Evolução do sentido de fluxo do slump de NE para SW (Fig. 7.3), mantida pela atuação de
um campo de tensão com 1 com direção N030º e caimento sub-horizontal;
iii) Nucleação de dobras assimétricas e lineação de estiramento de massa (Lxm1), que sugerem
sentido de fluxo de NE para SW (Foto 6.7). Com a evolução da deformação, essas dobras são
transformadas em dobras isoclinais intrafoliais (Foto 6.6);
iv) Aumento do grau de deformação e consequente redobramento das dobras pré-existentes,
formando figura de interferência em laço (Foto 6.18);
Figura 7.2 - Primeira Fase Evolutiva: Sistema Deposicional Deltáico Lacustrino (NICOLS, 2009).
108
v) Nucleação e/ou reativação das famílias de falhas normais N030º mergulhando tanto para
NW quanto para SE, e N140º, também normal, com mergulho predominantemente para NE.
7.4.3 Terceiro Estágio Evolutivo
i) Mudança no sentido de fluxo do mesmo Slump, sugerida pela nucleação da lineação de
estiramento de massa (Lxm2), pela nucleação das figuras de interferência em bumerangue
(Fotos 6.22) e obliteração da dobra pré-existente por uma foliação que está sendo
rotacionanda no sentido horário (NW para SE);
ii) Evolução do sentido de fluxo do slump de NW para SE (Fig. 7.4), mantida pela atuação de
um campo de tensão com σ 1 com direção N140º e caimento sub-horizontal;
iii) Nucleação de dobras assimétricas, boudins assimétricos, rampas de empurrão (Fotos 6.8,
6.17 e 6.28) que sugerem sentido de fluxo de NW para SE. Com o progresso da deformação,
há um aumento na viscosidade dos sedimentos e consequentemente, há a nucleação de dobras
em bainha e em cúspide (Fotos 6.9 e 6.11);
iv) Aumento do grau de deformação e consequentemente redobramento das dobras pré-
existentes, formando figura de interferência em laço, (Foto 6.19);
v) Aumento do teor de água no sedimento e nucleação de estruturas em chamas assimétricas
com indicação de fluxo de NW para SE (Foto 6.15);
vi) Nucleação e/ou reativação das famílias de falhas normais N030º mergulhando para NW e
N140º, também normal, com mergulho tanto pra NE quanto para SW.
109
Figura 7.3 - Segunda fase evolutiva.
110
Figura 7.4 - Terceira fase evolutiva.
111
7.4.4 Quarto Estágio Evolutivo
Cessação e colapso do fluxo do Slump (Fig. 7.5), com consequente geração de
estruturas de colapso gravitacional, onde o σ1 passa a atuar com caimento Sub-vertical.
i) formação de dobras policlinais (Foto 6.13);
ii) reativação de falhas de empurrão como falhas normais (Foto 6.28).
Figura 7.5 - Continuação da Terceira e Quarta Fase Evolutiva.
112
Capítulo 8 - CONCLUSÃO
As principais conclusões que podem ser tiradas da área de estudo são referentes ao
paleoambiente, ao sentido de fluxo do Slump, ao campo de tensão local e sua relação com o
campo de tensão regional e modelo evolutivo.
Com relação ao paleoambiente de sedimentação da Formação Taquipe, o afloramento
da Praia do INEMA exibe uma sucessão estratigráfica com arquitetura característica de
ambiência deltaica lacustrina (Fig. 7.2). O padrão thickening upwards e coarsening upwards,
que consiste num aumento da espessura das camadas e da granulometria dos sedimentos da
base para o topo (Foto 5.5) sugere a ocorrência de regressão da linha de costa e consequente
progradação das areias da frente deltaica para a região de prodelta. Esse evento possivelmente
está associado ao Trato de Sistema Tectônico de Preenchimento de Rifte (KUCHLE et al.,
2007) da evolução tectono-estratigráfica do Rifte do Recôncavo (Fig. 7.1). O processo de
ressedimentação na Praia do INEMA está restrito à base da coluna estratigráfica, sendo
representado por fluxo gravitacional do tipo Slump.
Dentre as estruturas possíveis de serem nucleadas, estão: i) estruturas associadas ao
estado plástico, ii) estruturas de injeção e iii) estruturas no estado sólido. Há uma
predominância das estruturas no estado plástico, (dobras assimétricas, intrafolial, bainha,
cúspide e Policlinal, interferência em laço, domos e bacias, bumerangue, boudins simétricos e
assimétricos). As famílias de falhas N030º e N140º podem ser interpretadas como as falhas
extensionais longitudinais, ilustradas na Fig. 4.16, que estão associadas à movimentação
lateral do corpo do slump, sendo a família N030º pertencente ao primeiro sentido de fluxo e a
família N140º associada ao segundo sentido de fluxo.
A análise das estruturas sedimentares associadas da Praia do INEMA possibilitou
propor que, após a instalação do sistema deltaico lacustrino, as rochas passam a fluir na forma
de fluxo gravitacional do tipo Slump. Possivelmente esse Slump fluiu em dois sentidos. Num
primeiro estágio, o Slump flui de NE para SW na forma de leque. Posteriormente o
movimento do Slump passa a fluir no sentido de NW para SE. Essa mudança no sentido de
fluxo obliterou estruturas anteriores, nucleou novas estruturas e redobrou dobras existentes
em forma de bumerangue. Esses fatos denotam uma história deformacional polifásica para o
fluxo gravitacional do tipo Slump da Praia do INEMA. No segundo estágio de fluxo de NW
para SE são nucleadas dobras em bainha que, possivelmente, evidenciam estágio avançado na
evolução do fluxo do slump.
113
As rochas da Praia do INEMA passaram por quatro fases evolutivas. A primeira foi
dominada por processos de sedimentação, enquanto que as três seguintes foram dominadas
por processos de ressedimentação, que possibilitaram a formação do fluxo gravitacional do
tipo Slump.
A análise das orientações 3-D do tensores principais do campo de paleotensão local
da Praia do INEMA sugere que as direções N030º e N140º constituíram-se direções
preferenciais de compressão local que podem ter contribuído para o disparo do fluxo
gravitacional do tipo Slump. Após a atuação de uma tectônica compressiva local, ocorreu uma
tectônica gravitacional de colapso do slump, que nucleou dobras policlinais, típicas da fase de
colapso do fluxo gavitacional do tipo Slump.
O tensores principais do campo de paleotensão que nuclearão e/ou reativação as
falhas com direções N030° e N140°, associado as elevadas taxas de aporte sedimentar,
propiciada pela dinâmica de preenchimento estratigráfico do trato de sistema de
preenchimento de rifte, podem ter atuado como "motor" do Slump.
O campo de paleotensão local da Praia do INEMA tem íntima relação com o campo de
paleotensão regional relacionado à abertura da Bacia do Recôncavo, pois, estatisticamente, a
direção de alívio de maior representatividade é subparalela à direção da segunda fase de
abertura da Bacia do Recôncavo proposta por Magnavita et al. (2005).
114
Capítulo 9 - REFERÊNCIAS
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ANEXOS