UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS CURSO DE GEOLOGIA

ALEXANDRE DE OLIVEIRA MOITINHO

ANÁLISE ESTRUTURAL GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA DAS FORMAÇÕES AÇURUÁ, TOMBADOR E CABOCLO NO

ENTORNO DA CIDADE DE ANDARAÍ, REGIÃO DA CHAPADA DIAMANTINA - BA

Salvador 2011

ALEXANDRE DE OLIVEIRA MOITINHO

ANÁLISE ESTRUTURAL GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA DAS FORMAÇÕES AÇURUÁ, TOMBADOR E CABOCLO NO ENTORNO DA CIDADE DE ANDARAÍ, REGIÃO DA

CHAPADA DIAMANTINA - BA

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. Carlson de Matos Maia Leite Co-orientador: Prof. Msc. Antonio Jorge Campos Magalhães

Salvador 2011

TERMO DE APROVAÇÃO

ALEXANDRE DE OLIVEIRA MOITINHO

Salvador, 1 de dezembro de 2011

ANÁLISE ESTRUTURAL GEOMÉTRICA E CINEMÁTICA DAS FORMAÇÕES AÇURUÁ, TOMBADOR E CABOCLO NO ENTORNO DA CIDADE DE ANDARAÍ, REGIÃO DA

CHAPADA DIAMANTINA - BA

Monografia aprovada como requisito parcial para obtenção do grau de Bacharel em Geologia, Universidade Federal da Bahia, pela seguinte banca examinadora:

Prof. Dr. Carlson de Matos Maia Leite - Orientador Instituto de Geociências – UFBA/ Petrobrás Profª. Drª. Simone Cerqueira Pereira Cruz Instituto de Geociências - UFBA Msc. Idney Cavalcanti da Silva

AGRADECIMENTOS

Agradeço aos meus amados pais, Adelmo e Rosiléa, meus maiores incentivadores que

mesmo com todas as dificuldades, sempre estiveram ao meu lado em todos os momentos da

minha vida. Durante os anos da vida acadêmica, nunca deixaram de acreditar em mim e nunca

me faltaram com amor, carinho e palavras de motivação. Muito obrigado pela dedicação,

conselhos, orações e ensinamentos! Ao meu irmão, Marlon, por toda amizade,

companheirismo e apoio incondicional em todos os momentos. A minha querida namorada

Ítala por ter tornado estes anos da minha vida ainda mais especiais e por ter me suportado nos

meus momentos mais difíceis, sempre com um sorriso amável. EU AMO VOCÊS!!! Aos

meus familiares, inclusive os que moram distantes, por todas as mensagens positivas me

incentivando a alcançar sucesso na minha jornada.

Aos meus orientadores e professores por compartilharem seus conhecimentos

tornando a minha passagem por esta universidade, em uma fase de grandes descobertas. Aos

professores Cícero e Sato e ao PRH-ANP 08 por providenciarem toda a logística necessária

para a execução deste trabalho. Aos companheiros com quem vivi importantes momentos

durante longas campanhas de campo, Valter, Acácio, Jaime, Paulo, Asafe, Caio e

especialmente a Josafá por sua generosidade durante o desenvolvimento deste trabalho me

ofertando ajuda sempre que se fez necessário.

Aos amigos, Mário, M.V, Substância e Cipri pelos grandes momentos vividos, pelas

farras, histórias e “resenhas” que guardarei sempre comigo e pela preciosa amizade. Ao amigo

Paulo Lopes por toda a ajuda prestada e sem a qual as coisas teriam se tornado mais difíceis

para mim. Por fim agradeço aos demais colegas com quem convivi durante este período da

minha vida e que eu prefiro não citar nomes para não cometer a indelicadeza de esquecer

alguém.

2

“Não é o mais forte quem sobrevive, nem o mais inteligente, mas o que melhor se adapta às

mudanças.”

Charles Darwin

3

RESUMO A região de Andaraí, localizada no domínio da Chapada Diamantina, centro do Estado da

Bahia é caracterizada por um relevo modelado por uma alternância de sinclinais e anticlinais

dos quais se destaca a Serra do Sincorá onde repousam os litotipos do Supergrupo Espinhaço

que sofreram intensas deformações durante o Ciclo Brasiliano no Neoproterozoico. A

evolução dessas deformações resultaram em um conjunto de estruturas das quais predominam

aquelas orientadas na direção NNW-SSE incluindo- se neste grupo o Anticlinal do Sincorá

cujos flancos abrigam diferentes classes de estruturas como Dobras kink, Falhas Inversas e

Falhas transcorrentes com padrão Riedel geradas por duas fases distintas de deformação: Fase

Deformacional D1 e Fase Deformacional D2. A primeira fase (D1), com características

compressionais, foi responsável pela nucleação de sistemas de dobramentos e empurrões com

orientação geral NNW-SSE a N-S que abrigam, em seus flancos, estruturas dúcteis-rúpteis a

rúpteis tais como dobras subsidiárias do tipo kink, geradas pelo mecanismo de fault

propagation fold, associadas a falhas de empurrão. A segunda fase (D2), interpretado como

reflexo do desenvolvimento das Faixas Rio Preto e Riacho do Pontal, possui caráter

transcorrente e transpressivo que nucleou um sistema de fraturas, falhas e zonas de

cisalhamento que evoluíram segundo o sistema de cisalhamento Riedel chamado de Falha de

São João. Este sistema é formado por um conjunto principal de falhas, sintéticas à falha

principal, com orientação NNW-SSE e cinemática sinistral, além de um sistema de fraturas

antitéticas em relação ao conjunto principal, com cinemática dextral, orientado segundo

WNW-ESE.

Palavras-Chave: Serra do Sincorá, Andaraí, Fault propagation fold, Rampas de Empurrão,

Riedel.

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ABSTRACT The Andaraí region, located in the area of the Chapada Diamantina, center of the state of

Bahia is characterized by alternating anticlines and synclines where lie the litotypes of

Supergrupo Espinhaço deformed during Neoproterozoic in the Brasiliano Cycle. The main

structure in the study area is the Serra do Sincorá Anticline that bears in the limbs three

different classes of structures as kink folding, strike-slip falting with tectonic Riedel shear

generated by two distinct phases of deformation: Deformation Phase D1 and Deformation

Phase D2. The first event (D1), was responsible for the nucleation of folding and thrusting

systems with general direction NNW-SSE, developed by the mechanism of fault propagation

fold associated with thrust faults and faults-fracture systems with a pattern NNW-SSE almost

parallel to the N-S axis of the anticline. The second event (D2), resultant of the development

of the Rio Preto e Riacho do Pontal folds and thrust faults, bears transcurrent and

transpressive structures in a system of fractures, faults and shear zones that have developed

according to the Riedel Shear System. This system is part of a main regional structure named

Falha de São João. This system consists of an association of NNW-SSE faults with sinistral

kinematics and a system of faults with dextral kinematics in the WNW-ESE trend.

Keywords: Andaraí, Sincora Range, Fault propagation fold, Thrust faults, Riedel

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SUMÁRIO

CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO.............................................................................................12 1.1 Considerações Iniciais ....................................................................................................12 1.2 Localização.....................................................................................................................13 1.3 Objetivos.........................................................................................................................14

1.3.1 Objetivo Geral .........................................................................................................14 1.3.2 Objetivos Específicos ..............................................................................................14

1.4 Problema.........................................................................................................................15 1.5 Hipótese ..........................................................................................................................15 1.6 Justificativa.....................................................................................................................16 1.7 Método De Trabalho.......................................................................................................16

CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL..............................................................................18 2.1 Introdução.......................................................................................................................18 2.2 Unidades Litológicas ......................................................................................................22

2.2.1 O Embasamento Pré-Espinhaço ..............................................................................22 2.2.2 O Supergrupo Espinhaço .........................................................................................22 2.2.2.1 Formação Serra da Gameleira ..............................................................................23 2.2.2.2 Grupo Rio dos Remédios......................................................................................23 a) Formação Novo Horizonte ...........................................................................................23 b) Formação Lagoa de Dentro ..........................................................................................24 c) Formação Ouricurí do Ouro .........................................................................................24 2.2.2.3 Grupo Paraguaçu ..................................................................................................24 a) Formação Mangabeira ..................................................................................................24 b) Formação Açuruá .........................................................................................................25 2.2.2.4 Grupo Chapada Diamantina .................................................................................25 a) Formação Tombador ....................................................................................................25 b) Formação Caboclo........................................................................................................25 c) Formação Morro do Chapéu.........................................................................................26 2.2.3. As Rochas Intrusivas Máficas ................................................................................26

CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA LOCAL ....................................................................................27 3.1 Introdução.......................................................................................................................27 3.2 Formação Açuruá ...........................................................................................................27 3.3 Formação Tombador.......................................................................................................29 3.4 Formação Caboclo..........................................................................................................34

CAPÍTULO 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA.................................................................37

CAPÍTULO 5 – GEOLOGIA ESTRUTURAL DA ÁREA DE ESTUDO..............................53 5.1 Considerações Iniciais ....................................................................................................53 5.2 Análise Geométrica e Cinemática ..................................................................................54

5.2.1 Estrutúras Dúctil - Rúpteis ......................................................................................54 5.2.2 Estruturas Rúpteis....................................................................................................62

5.3 Evolução Deformacional da Área de Estudo..................................................................69 5.3.1 Fase Deformacional D1...........................................................................................69 5.3.2 Fase Deformacional D2...........................................................................................70

CAPÍTULO 6 – CONCLUSÕES .............................................................................................71

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CAPÍTULO 7 - REFERÊNCIAS .............................................................................................72

ANEXO I..................................................................................................................................79

ANEXO II ................................................................................................................................80

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ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1: Mapas de Situação e Localização. Modificado de Pedreira, 2002...........................13 Figura 2: Mapa mostrando o melhor acesso à área de estudo. .................................................14 Figura 3: O Cráton do São Francisco, suas faixas móveis marginais e os limites propostos por Almeida (1977) e Cruz (2004). Modificado de Cruz, 2004. ....................................................18 Figura 4: Mapa geológico Geológico Regional da Chapada Diamantina. BG - Bloco Gavião, BJ – Bloco Jequié, SRP – Saliência do Rio Prado, ES – Espinhaço Setentrional, CD – Chapada Diamantina. Modificado de Cruz, 2004. ...................................................................19 Figura 5: Mapa da região oriental do Brasil mostrando a separação entre os domínios da Chapada Diamantina Oriental e Ocidental e o lineamento Barra do Mendes-João Correia, em Vermelho, separando os dois domínios (Pedreira et al., 1989). Modificado de Pedreira, 1994...................................................................................................................................................20 Figura 6: Coluna Estratigráfica e aspectos deposicionais dos Supergrupos Espinhaço e São Francisco na Região da Chapada Diamantina.. Fonte: Silva, 2009 apud Guimarães et al., 2005. .........................................................................................................................................21 Figura 7: Elementos geométricos de uma dobra. Modificado de Pluijm & Marshak, 1997. ...37 Figura 8: Esquema de dobras Anticlinal e Sinclinal. Fonte: (Machado & Silva, 2009). .........38 Figura 9: Esquema de dobras a) horizontais, b) verticais e c) inclinadas. Fonte: (Richard, 1971).........................................................................................................................................39 Figura 10: Classificação de dobras em relação ao ângulo intra-flancos. Fonte: Machado & Silva, 2009. ...............................................................................................................................40 Figura 11: Retas tangentes passando pelo ponto de inflexão. Fonte: (Machado & Silva, 2009)...................................................................................................................................................41 Figura 12: Características da vergência de dobras parasíticas associadas a um grande antiforme simétrico. Modificado de Pluijm & Marshak (1997); Hobbs et al (1976)...............41 Figura 13: Esquema tridimensional de dobra em kink, mostrando seus eixos. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).........................................................................................................42 Figura 14: Esquema simples de uma dobra em Kink vista em perfil, mostrando seus respectivos planos. Modificado de Davis & Reynolds (1996). ................................................43 Figura 15: Modelo de evolução de estrutura do tipo Fault Propagation Fold. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).........................................................................................................44 Figura 16: Esquema de evolução das tension gashes mostrando seu eixo principal evoluindo paralelamente à tensão principal. Modificado de Passchier e Trouw (1996). ..........................45 Figura 17: Desenvolvimento de tension gashes relacionadas à evolução de estruturas do tipo fault propagation fold. (a) desenvolvimento de suaves anticlinais e sinclinais; (b) tension gashes nucleiam cortando as dobras; (c) falha corta o conjunto de dobras e tension gashes. Modificado de Pluijm & Marshak (1997). ...............................................................................45 Figura 18: Distribuição da deformação em dobras geradas por mecanismo de deformação tangencial longitudinal. Modificado de Drucker (1967). .........................................................45 Figura 19: Bloco diagrama mostrando diferentes tipos de estruturas rúpptis. Modificado de Cloos (1922) apud Price & Cosgrove (1990)...........................................................................46 Figura 20: Elementos geométricos de uma dobra. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).47 Figura 21: Classificação de falhas de Anderson (1942), de acordo com sua geometria. a) Falha Normal; b) Falha Reversa; c)Falha Transcorrente; d) Falha Oblíqua. Modificado de Price & Cosgrove (1990). ......................................................................................................................48 Figura 22: Bloco diagrama mostrando movimentação relativa dos blocos com a) cinemática sinistral e b) cinemática dextral. ...............................................................................................49

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Figura 23: Deformação dúctil (a), rúptil-dúctil (b), rúptil-dúctil (c), dúctil (d). Modificado de Pluijm & Marshak (1997).........................................................................................................49 Figura 24: Relação entre os tipos de rocha de falha e as variações de profundidade e temperatura segundo, Sibson (1977). Modificado de Pluijm & Marshak (1997). ...................50 Figura 25: Modelo esquemático de cisalhamento tipo Riedel. R – Fratura Sintética; R’ – Fratura Antitética; T – Fratura de Tração; P – Fratura de cisalhamento Sintética Secundária; X – Fratura de cisalhamento Sintética Secundária Y ou D – Fraturas de cisalhamento sintéticas subparalelas ás fraturas principais. Fonte: www.geologia.ufpr.br/graduacao/estrutural2010/aula8.pdf. ....................................................52 Figura 26: Mapa Geológico-Estrutural Simplificado da Chapada Diamantina com a área de estudo assinalada. Modificado de Danderfer et al., 1993.........................................................54 Figura 27: a) Diagramas de planos para o acamamento (S0) da Serra do Sincorá. b) Diagrama de Isodensidade Polar para o acamamento (S0) da Serra do Sincorá mostrando o valor máximo 78ºp/ 261, plano máximo 351/12ºNE e o Lb, representado pela estrela verde, mostrando o valor de 1ºp/349. ..................................................................................................55 Figura 28: Diagramas para os flancos da dobra nos metarenitos fluviais da Fm. Tombador na Trilha do Paty. a) Diagrama de planos. b) Diagrama de Isodensidade polar mostrando o valor máximo de 69ºp/249, plano máximo de 339/21º NE e Lb de 15ºp/17. ....................................56 Figura 29: Diagrama de roseta com tratamento estatístico para os veios e tension gashes mostrando dois trends para as estruturas dúcteis-rúpteis. ........................................................61 Figura 30: Diagramas de tratamento estatístico para as fraturas cisalhantes dextrais. a) Diagrama de rosetas; b)Diagrama de isodensidade polar.........................................................64 Figura 31: Diagramas de tratamento estatístico para as falhas sinistrais. a) Diagrama de rosetas; b)Diagrama de isodensidade polar. ............................................................................64 Figura 32: Diagrama de roseta para as falhas dextrais e sinistrais, mostrando o padrão de cisalhamento Riedel..................................................................................................................65 Figura 33: Modelo do padrão de cisalhamento Riedel. ............................................................65 Figura 34: Diagramas de tratamento estatístico para as zonas de cisalhamento. a) Diagrama de rosetas; b)Diagrama de isodensidade polar. ............................................................................68

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ÍNDICE DE FOTOS

Foto 1: Arenito fino da Formação Açuruá com coloração esbranquiçada visto na trilha Paty-Andaraí. Ponto AM-012. ..........................................................................................................28 Foto 2: Arenito médio da Formação Açuruá mostrando estratificação plano-paralela (retângulo vermelho) e estratificação cruzada acanalada (retângulo azul) visto na trilha Paty-Andaraí. GPS sobre a So. Ponto AM-018. ...............................................................................29 Foto 3: Rochas metassedimentares da Formação Tombador aflorando no leito do Rio Paraguaçu, próximo à cidade de Andaraí. Ponto AM-166. ......................................................30 Foto 4: Arenito fluvial com marcas onduladas bidirecionais no topo (Imagem em planta). Afloramento na cidade de Andaraí, no leito do Rio Baiano. Setas apontando na direção dos fluxos. Ponto AM-158. .............................................................................................................31 Foto 5: Arenito eólico com estratificação tangencial de grande porte no leito do Rio Piaba, próximo à cidade de Andaraí. Ponto: AM-225. .......................................................................31 Foto 6: Arenito eólico (lençol de areia) com estratificação plano-paralela no leito do Rio Paraguaçu, próximo a cidade de Andaraí. AM- 166. ...............................................................32 Foto 7: Intercalação de arenito e conglomerado polimítico suportado por grãos, da Formação Tombador (Imagem em perfil). Trilha Paty-Andaraí. Ponto AM-134. ....................................33 Foto 8: Conglomerados suportado por matriz, da Formação Tombador, visto na trilha Paty-Andaraí (Imagem em planta). Pont AM-134............................................................................33 Foto 9: Afloramento da Formação Caboclo em corte de estrada na rodovia BA-142 em Andaraí. Ponto AM-159. ..........................................................................................................34 Foto 10: Lentes de carbonato da Formação Caboclo apresentando alto grau de silicificação visto em afloramento de corte de estrada na rodovia BA- 142, próximo à cidade de Andaraí (Imagem em perfil). Ponto AM-AM194. .................................................................................35 Foto 11: Intercalação de areia fina e silte da Formação Caboclo mostrando estruturas do tipo wavy (Imagem em perfil). Afloramento do tipo corte de estrada na rodovia BA-142 próximo à cidade de Andaraí. Ponto AM-180. ..........................................................................................36 Foto 12: Dobra suave nos metarenitos fluviais da Formação Tombador, na Trilha do Paty. Ponto AM-138. .........................................................................................................................56 Foto 13: Fault Propagation Fold associado à falha reversa e vergência para WSW. Em preto estão destacados os planos de acamamento e em vermelho está destacado o plano de falha. Afloramento na BA-142. Ponto AM-180. ................................................................................57 Foto 14: Dobra de arrastodesenvolvida pelo mecanismo de fault propagation fold associado à falha de empurrão, com cinemática reversa e vergência para WSW. Em preto estão destacados os planos de acamamentos e em vermelho está destacado o plano de falha. Afloramento na BA-142. Ponto AM181. ...........................................................................................................58 Foto 15: Dobra com geometria assimétrica em “Z”, apertada. Metassiltitos da Formação Caboclo. Afloramento do tipo corte de estrada na rodovia BA-142. Ponto AM-181. .............58 Foto 16: Tension gashes e pequena dobra com geometria kinknos metarenitos eólicos da Formação Tombador associado por falhas de com movimento aparente de cinemática sinistra com orientação N160/30º SW. Ponto AM-166. .......................................................................59 Foto 17: Tenshion gashes com atitude N250º/40NW nos metarenitos fluviais da Formação Tombador associadas à zona de cisalhamento com cinemática aparente sinistral. Ponto AM-174. ...........................................................................................................................................60 Foto 18: Veio de quartzo com estrias nos metarenitos fluviais da Formação Tombador na Vila de Igatú. Ponta da caneta aponta para a direção do deslocamento. Ponto AM-191. ................61 Foto 19: Shear bands com cinemática sinistral nos metarenito da Formação Tombador. Ponto AM-170. ...................................................................................................................................62

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Foto 20: Plano de falha nos metarenitos da Formação Tombador mostrando estrias de baixo reike associadas a slickensides indicando cinemática sinistral. Ponto AM-172.......................63 Foto 21: Zona de falha do Rio Paraguaçu com a presença de cataclasitos. Escala no circulo em vermelho. Ponto AM-166. ........................................................................................................66 Foto 22: Falha Reversa com atitude N325º/65º NE nos metarenitos da Formação Tombador. Ponto AM-171. .........................................................................................................................67 Foto 23: Veio de quartzo com estrias e slickensides com cinamática reversa. Ponto AM-171...................................................................................................................................................67 Foto 24: Zona de cisalhamento rúptil com intenso grau de fraturamento, na Trilha do Paty com geração de tectonitos rúpteis. Ponto AM-125...................................................................68

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ÍNDICE DE TABELAS Tabela 1: Classificação das rochas de falha segundo Sibson (1977). ......................................51

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CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO

1.1 Considerações Iniciais

Em termos geológicos a Chapada Diamantina pode ser dividida em dois distintos

domínios: Chapada Diamantina Ocidental e a Chapada Diamantina Oriental (Inda & Barbosa,

1978), sendo que a Serra do Sincorá se encontra nesse último domínio. A Serra do Sincorá é

um sistema orográfico caracterizado por vales profundos e encostas íngremes (Pedreira,

2002).

Segundo Pedreira (2002), a Formação Tombador, sobreposta pela Formação Caboclo,

do Grupo Chapada Diamantina, está depositada sobre a Formação Açuruá, (denominada pelo

mesmo autor como Formação Guiné), pertencente ao Grupo Paraguaçú. O contato da

Formação Tombador com a Formação Açuruá é marcada por uma discordância angular e pela

transição entre ambientes marinho e continental (Santana, 2009). A mudança de direção das

paleocorrentes é um indicador da passagem entre as Formações Açuruá e Tombador, visto

que na primeira as paleocorrentes estão orientadas para leste e na última para oeste. As

Formações Açuruá e Tombador e Caboclo representam as fases pós-rifte e sinéclise da Bacia

do Espinhaço Oriental, respectivamente (Santos, 2009).

A Serra do Sincorá é cortada por lineamentos recorrentes por toda sua extensão

seguindo orientação preferencial NW-SE que, segundo Silva (2009), estão associados ao

flanco de megadobramentos gerados durante o evento compressional Brasiliano. Danderfer

(1990) descreve a presença de dois padrões estruturais distintos, sendo o primeiro relativo a

um sistema de falhas reversas e dobras de empurrão com orientação preferencial NNW-SSE a

N-S (Danderfer & Dardenne, 2002). Segundo Danderfer (1990) esse padrão é de abrangência

regional sendo o mais expressivo na Chapada Diamantina. O segundo, de ocorrência restrita

(Danderfer, 1990), relaciona-se a um sistema de falhas de empurrão de orientação preferencial

E-W. O primeiro padrão de deformações seria gerado por esforços compressivos de

orientação WSW-ENE, sendo o segundo padrão estrutural resultado de esforços com

orientação N-S.

Esta monografia do Trabalho Final de Graduação (Geo – A76) apresenta os resultados

decorrentes das análises geométrica e cinemática da deformação superposta às rochas

metassedimentares das formações Açuruá, Tombador e Caboclo na região de Andaraí,

Chapada Diamantina.

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1.2 Localização

A Chapada Diamantina está localizada na região central do estado da Bahia (Figura 1).

A área de estudo localiza-se na porção central da Serra do Sincorá, inserida no Parque

Nacional da Chapada Diamantina, no entorno da cidade de Andaraí, abrangendo o Vale do

Paty e a Vila de Igatú, distrito de Andaraí. A região está incluída na Bacia hidrográfica do Rio

Paraguaçu e é cortado pelo rio que dá o nome à Bacia.

Figura 1: Mapas de Situação e Localização. Modificado de Pedreira, 2002.

14

O melhor acesso à região, saindo de Salvador se dá pela BR-324 até Feira de Santana.

A partir daí, toma-se a BR-116, seguindo até o entroncamento com a BR-242. Percorre-se a

BR-242 no sentido de Lençóis, até o entroncamento com a BA-142. Depois se percorre esta

rodovia estadual te chegar à cidade de Andaraí (Figura 2). A distância total deste percurso é

de 419 km em um tempo total de aproximadamente 5 horas e 36 minutos.

Figura 2: Mapa mostrando o melhor acesso à área de estudo.

1.3 Objetivos

1.3.1 Objetivo Geral

O principal objetivo deste Trabalho Final de Graduação é realizar o levantamento do

arcabouço estrutural da Serra do Sincorá, no Anticlinal do Pai Inácio, e desenvolver um

modelo cinemático para esta região.

1.3.2 Objetivos Específicos

1. Realizar análise descritiva e cinemática das estruturas primárias e secundárias

presentes nas rochas metassedimentares das Formações Açuruá, Tombador e

Caboclo;

2. Posicionar o campo remoto de tensões atuantes na área de estudo;

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3. Confeccionar um mapa geológico e estrutural na escala 1:60.000 para a Serra do

Sincorá no entorno da Cidade de Andaraí;

4. Elaborar um modelo evolutivo, simplificado, de evolução deformacional,

relacionando as fases deformacionais às estruturas identificadas na etapa de

campo.

1.4 Problema

A região da Chapada Diamantina, na Bahia, possui belas exposições de rochas

metassediementares com estruturas primárias muito bem preservadas, sendo alvo de diversos

estudos de caracterização sedimentar e estratigráfica. Há inúmeros trabalhos realizados que

descrevem as características faciologicas das formações presentes na Chapada Diamantina,

entretanto poucos foram os trabalhos de análise estrutural que caracterizaram esta região.

A Serra do Sincorá é uma feição orogenética, entalhada no Anticlinal do Pai Inácio, de

destaque na região, porém pouco se sabe sobe a sua gênese e resultado dos esforços atuantes

durante o evento orogenético sobre as fácies sedimentares.

Tendo isso em vista, surgem tais questionamentos: Qual o arcabouço estrutural e o

significado das deformações presentes na Serra do Sincorá? Qual o campo remoto de tensão

resposáveis por estas deformaçãoes? Quais as transformações metamórficas

(cristalização/recristalização) experimentadas pelas fácies sedimentares durante a evolução do

evento orogenético?

1.5 Hipótese As rochas metassedimentares que compõem o Supergrupo Espinhaço na região

fisiográfica da Chapada diamantina sofreram esforços compressivos relacionados com a

Orogênese Brasiliana (Almeida, 1977). Danderfer (1990); Lagoeiro, (1990); Danderfer et

al.(1993) e Pedreira (1994) discorreram a existência de dois eventos deformacionais para os

litotipos que compõem o Supergrupo Espinhaço na região da Chapada Diamantina. Estes

esforços são chamados de E1 e E2 pelos autores citados e representam eventos compressivo e

transcorrente, respectivamente sendo o primeiro de orientação E-W e o segundo de orientação

NNW-SSE quase N-S.

16

Para a área de estudo, acredita-se que os esforços referentes ao evento E1 sejam

responsáveis por um sistema de dobramentos suaves e de escala regional e falhas de empurrão

com orientação NNW-SSE, enquanto o E2 tenha gerado um importante sistema de falhas

transcorrentes e zonas de cisalhamento paralelos aos eixos das grandes dobras. Estas

deformações seriam responsáveis pelo baixo grau de metamorfismo a que foram submetidos

os metassedimentos das Formações Açuruá, do grupo Paraguaçu e das formações Tombador e

Caboclo do Grupo Chapada Diamantina.

1.6 Justificativa

O referido trabalho assume relevância por se tratar de um tema novo e pouco

desenvolvido nas rochas metassedimentares desse setor da Chapada Diamantina no Estado da

Bahia. Objetiva explicar os efeitos das tensões atuantes durante o evento orogenético que

ocorreu na Serra do Sincorá e causadores das deformações das rochas metassedimentares

constituintes das formações Açuruá, Tombador e Caboclo, presentes na região.

Esse entendimento permitirá o levantamento de novos dados e de interpretações a

respeito da evolução estrutural dessas formações, não só contribuindo para maior

conhecimento geológico da região, mas também para compreensão da influência das

estruturas primárias deposicionais na nucleação e evolução das estruturas tectônicas.

1.7 Método De Trabalho Para a confecção desta monografia foram realizadas as seguintes etapas:

Etapa I – Ao longo desta fase de trabalho foi desenvolvido o levantamento e pesquisa

bibliográfica, tendo sido consultadas trabalhos como livros didáticos, artigos, resumos, teses e

dissertações. Nesta etapa, foi realizada uma campanha de campo na região de Lençóis para o

reconhecimento das ambientes deposicionais, elementos arquiteturais, geometria externa dos

pacotes sedimentares, e das feições estruturais presentes na região da Chapada Diamantina.

Ainda nesta etapa foram realizadas interpretações de imagens de satélite e fotografias aéreas

(CBPM, 1976) na escala 1: 60.000, para traçar os lineamentos estruturais utilizando o

Software ArcGis® 9.3.

17

Etapa II – Na segunda fase de trabalho foram realizadas campanhas de campo na

região, entre os dias 16 a 22 de outubro de 2010 e entre os dias 03 a 15 de janeiro de 2011.

Foram visitados um total de 229 pontos de Afloramentos (ANEXO II). Nessa campanha

foram coletados uma série de dados estruturais, tais como azimute e mergulho de estruturas

primárias e secundárias. Nesta etapa foram utilizados equipamentos com GPS, bússola,

martelo geológico, cadernetas de campo e máquina fotográfica. Os dados obtidos foram

organizados em uma planilha Excel onde foram anotados dados como Identificação do

Afloramento, Data, Coordenadas do Ponto, Estrutura, Direção, Mergulho, Estruturas

Associadas, Rocha, Descrição da Rocha, Número da Foto.

Etapa III – Nessa etapa foi realizada a interpretação dos dados obtidos, durante a

Etapa II. Os dados sobre estas estruturas foram separados em arquvivos com a extensão “.txt”

para serem utilizados no software Stereonet® 3.2. Em seguida, foi realizada a confecção de

diagramas utilizando o software SteroNet® 3.2.

Etapa IV – Nesta última fase, foi feita a junção de todos os dados obtidos nas etapas

anteriormente descritas para a redação do Trabalho Final de Graduação.

18

CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA REGIONAL

2.1 Introdução O Cráton do São Francisco (Figura 3) representa uma entidade tectônica bastante

representativa do embasamento da plataforma sul-americana, que se estende por quase todo o

Estado da Bahia e parte do Estado de Minas Gerais (Almeida, 1977), (Barbosa et al, 2003) e é

limitada pelas faixas móveis Neoproterozoicas Rio Preto, Riacho do Pontal e Sergipana a

norte, Brasília a oeste e Araçuaí a sul-sudeste (Figura 3). Almeida (1977) descreve o Cráton

como um segmento crustal consolidado no paleoproterozoico.

No Cráton do São Francisco podem ser distinguido o embasamento mais antigo do que

1,8 Ga, coberturas fanerozoicas que serão descritas neste capítulo.

Cruz (2004) e Cruz & Alkimin (2005), propuseram uma nova delimitação para o

Cráton do São Francisco no seu contato com a Faixa Araçuaí, em função dos seus estudos que

demonstram a deformação do embasamento Arqueano-Paleoproterozoico durante a orogenia

Brasiliana (Figura 3).

Figura 3: O Cráton do São Francisco, suas faixas móveis marginais e os limites propostos por Almeida (1977) e Cruz (2004). Modificado de Cruz, 2004.

19

Alkimin et al. (1993) propuseram a existência do Corredor de Deformação do

Paramirim (Figura 4), gerado no Brasiliano, e caracterizado como uma megaflor positiva

cortando o Cráton na direção NNW-SSE. Este corredor é limitado pelas faixas brasilianas

Faixa Araçuaí a sul-sudeste, e Rio Preto e Riacho do Pontal a norte-noroeste.

Figura 4: Mapa geológico Geológico Regional da Chapada Diamantina. BG - Bloco Gavião, BJ – Bloco Jequié, SRP – Saliência do Rio Prado, ES – Espinhaço Setentrional, CD – Chapada Diamantina. Modificado de Cruz, 2004.

O Supergrupo Espinhaço consiste em uma megassequência implantada sobre riftes

estaterianos (1,8-1,6 Ga) (Dussin & Dussin, 1995), que resultou na segmentação do

Espinhaço Setentrional e Chapada Diamantina (Guimarães et al., 2008) O Espinhaço

Setentrional é composto pelo Grupo Oliveira dos Brejinhos (Paleoproterozoico), intrudidos

por corpos máficos representados por diques e sills (Guimarães et al. 2005, Guimarães et al.

2008, Loureiro et al. 2009) e pelo Grupo Santo Onofre de idade Neoproterozoica.

20

A Chapada Diamantina é dividida em dois ramos: Chapada Diamantina Ocidental e

Chapada Diamantina Oriental (Inda & Barbosa, 1978) separados pelo lineamento Barra do

Mendes-João Correia (Jardim de Sá et al., 1976), uma estrutura com orientação NNW-ESSE

(Figura 5).

Figura 5: Mapa da região oriental do Brasil mostrando a separação entre os domínios da Chapada Diamantina Oriental e Ocidental e o lineamento Barra do Mendes-João Correia, em Vermelho, separando os dois domínios (Pedreira et al., 1989). Modificado de Pedreira, 1994.

O Supergrupo Espinhaço é representado pelo Grupo Rio dos Remédios composto

pelas formações Novo Horizonte, Lagoa de Dentro e Ouricurí do Ouro, pelo Grupo Paraguaçu

que compartimenta as formações Mangabeira e Açuruá, sobrepostas pelas formações

Tombador e Caboclo do Grupo Chapada Diamantina. O Supergrupo São Francisco é

representado pelo Grupo Uno constituído pelas formações Bebedouro e Salitre (Figura 6).

A área de estudo está citada no ramo Oriental da Chapada Diamantina (Inda &

Barbosa, 1978) onde se instalaram dobras suaves e magmatismo restrito às intrusões básicas

21

(Pedreira, 1994). Nesta região, as unidades presentes são àquelas relacionadas ao Supergupo

Epinhaço.

Figura 6: Coluna Estratigráfica e aspectos deposicionais dos Supergrupos Espinhaço e São Francisco na Região da Chapada Diamantina.. Fonte: Silva, 2009 apud Guimarães et al., 2005.

22

2.2 Unidades Litológicas

2.2.1 O Embasamento Pré-Espinhaço O Bloco Gavião representa o embasamento cristalino da região. Segundo Souza et al.

(2003), suas rochas são constituídas essencialmente por ortognaisses migmatíticos de

composição tonalítico-trondhjemítico-granodiorítico com idades arqueanas (3,2-3,6 Ga),

intrudidas por granitoides paleoproterozóicos, e que mostram comumente feições com

predomínio de estruturas bandadas, enclaves máficos de granulação média a grossa.

Os ortognaisses migmatiticos do Complexo Gavião guardam registros de eventos

tectônicos pré-brasilianos, denunciados pela mudança das atitudes do bandamento gnáissico e

pelo padrão de dobras menores, retrabalhados pela deformação superimposta, de idade

brasiliana. As foliações geradas neste evento giram em torno da direção NS, com inclinações

subverticais; relaciona-se, também, lineação de estiramento tipo mergulho abaixo, marcada

por palhetas de biotita e cristais de quartzo (Guimarães, et al., 2008).

O embasamento do Bloco Gavião abriga uma série de Seqüências

Vulcanossedimentares, sendo algumas delas com características de Greenstone Belts. Entre

esses destacam-se as seqüências de Urandi, Boquira, Ibitira-Brumado, Guajeru, Riacho de

Santana-Urandi, Contentas Mirante, Umburanas e Mundo Novo, todas de idade arqueana a

arqueana-paleoproterozóica (Silva & Cunha, 1999), e estão agrupadas no Complexo Licínio

de Almeida (Bastos-Leal , 1998; Silva & Cunha, 1999; Barbosa et al., 2003).

Nas rochas do Bloco Gavião estão registrados os efeitos dos eventos tectônicos mais

antigos que são observados nas atitudes dos bandamentos gnáissicos e no padrão das dobras

de menor porte (Guimarães et al., 2008) retrabalhados pela deformação superposta, de idade

brasiliana (Martins et al., 2008).

2.2.2 O Supergrupo Espinhaço

As rochas que compõem as unidades desse supergrupo foram depositados em uma

bacia do tipo Rifte-Sag e sinéclise, intracratônica, de idade paleo-mesoproterozoicio

(Guimarães, et al., 2005), cuja geração iniciou-se no estateriano devido a uma tafrogênese que

gerou sistema de rifte. Essa bacia foi previamente preenchida por rochas magmáticas e

sedimentares que originaram o Supergrupo Espinhaço.

23

Na Bahia, o sistema de riftes Espinhaço é constituído de dois ramos: Rifte Espinhaço

Oriental (região fisiográfica da Chapada Diamantina), e o Rifte Espinhaço Ocidental (serra do

Espinhaço Setentrional).

O Supergrupo Espinhaço (Figura 6) abriga sedimentos terrígenos e vulcânicas ácidas a

intermediarias. Guimarães, et al., (2008) e Loureiro et. al. (2009), propuseram uma divisão

litoestratigráfica para a Serra do Espinhaço, composta pela Formação Algodão e os grupos

Oliveira dos Brejinhos, São Marcos e Santo Onofre e na região da Chapada Diamantina, as

unidades cronocorrelatas são a Formação Serra da Gameleira e os grupos Rio dos Remédios,

Paraguaçu, Chapada Diamantina e Morro do Chapéu.

A evolução da Bacia do Espinhaço Oriental, onde esta localizada a área de estudo,

sucedeu-se através de três etapas evolutivas (fases pré-rifte, sin-rifte e pós-rifte), onde seu

início se deu há cerca de 1,75 Ga (Schobbenhaus, 1996). A fase pré-rifte é marcada por

depósitos sedimentares siliciclásticos eólicos da Formação Serra da Gameleira (Guimarães et

al., 2008). A fase sin-rifte engloba as rochas vulcânicas/subvulcânicas da Formação Novo

Horizonte e os depósitos continentais da Tectonosequência Lagoa de Dentro/Ouricuri do Ouro

enquanto a fase pós-rifte é caracterizada pelos depósitos marinhos rasos da supersequência

Mangabeira/Açuruá (Guimarães et al., 2008 , Loureiro et al,. 2009).

2.2.2.1 Formação Serra da Gameleira Sequência deposicional formada por sedimentos siliciclásticos de origem eólica

acumulados em um espaço bacinal raso, derivado de flexura litosférica (Guimarães et al.,

2008). Suas rochas metassedimentares estão depositadas sobre o embasamento apresentando

discordância erosiva e ângular. Em relação à sequência superior (Formação Novo Horizonte

do Grupo Rio dos Remédios) apresenta discordância regional.

2.2.2.2 Grupo Rio dos Remédios

a) Formação Novo Horizonte Schobbenhaus & Kaul (1971) definem esta unidade como uma associação de litofácies

vulcânicas, subvulcânicas piroclásticas e epiclásticas de derivação vulcânica. Estas rochas

24

apresentam-se bastante deformadas, por ação de inúmeras zonas de cisalhamento que

associadas à ação de fluidos. São responsáveis por importantes mineralizações de ouro, barita,

cassiterita e quartzo rutilado (Guimarães et al., 2008).

b) Formação Lagoa de Dentro Compreende os depósitos pertencentes ao Membro Lagoa de Dentro descritos por

Schobbenhaus & Kaul (1971). A sedimentação dessa formação ocorreu em ambiente lacustre,

sendo composta essencialmente por metarritimitos (grauvaca e pelito), metassiltitos,

metargilitos, níveis subordinados de metaconglomerados e metarenito (Guimarães et al.,

2008). Esta unidade é sotoposta à Formação Ouricurí do Ouro, apresentando contatos

gradacionais interdigitados, o que denota uma afinidade deposicional entre as unidades.

c) Formação Ouricurí do Ouro

Esta unidade é formada por depósitos relacionados a sistemas aluviais e eólicos.

Guimarães et al.(2008) descrevem esta formação dividindo-a em cinco diferentes associações

de litofácies, depositados em sistemas distintos que são: eólico, fluvial, fluvio-deltaico-

lacustre, leques aluviais subaéreos a subaquosos e fluvio-deltaico ás vezes retrabalhados pelo

vento e por correntes de turbidez.

2.2.2.3 Grupo Paraguaçu

a) Formação Mangabeira Os sedimentos que compõem esta unidade são provenientes de um ambiente costeiro

desértico contendo depósitos fluviais. É compota por quartzitos e metarenitos finos, bem

selecionados, sericíticos, com estratos cruzados acanalados, onde as paleocorrentes indicam o

fluxo para SW (Schobbenhaus & Kaul, 1971). A feição mais marcante e diagnóstica deste

depósito é a estratificação cruzada de grande porte além da bimodalidade textural (Guimarães

et al., 2008).

25

b) Formação Açuruá Esta formação é definida por Montes (1977) como Formação Guiné. Os sedimentos

que compõem esta formação caracterizam um ambiente litorâneo a marinho raso. A deposição

desta unidade apresta um ordenamento granocrescente ascendente, iniciando com os

metargilitos, passando a metarritimito, encerrando em metarenito (Guimarães et al., 2008). As

estruturas presentes nas rochas que compõem a Formação Açuruá são as estratificações plano-

paralelas, cruzadas de pequeno porte e marcas onduladas de pequeno porte. Por vezes, estas

rochas metassedimentares apresentam minerais micáceos nos planos intra-estratais e fendas

de ressecamento preenchidas por arenito.

2.2.2.4 Grupo Chapada Diamantina

a) Formação Tombador É constituída essencialmente por metaarenitos médios a grossos com níveis

conglomeráticos (Guimarães et al., 2008). Os metaarenitos apresentam granulometria variável

com caráter bimodal na base, intercalados por níveis de metaconglomerados. As estruturas

mais frequentes nestes metaarenitos são estratificação cruzada acanalada e tabular. Os

metaconglomerados são formados por seixos arredondados e de outras rochas

metassedimentares. São em geral sustentados por uma matriz cujo granulometria varia entre

areia fina a grossa. Os prováveis ambientes desta formação são estuários, fluvial entrelaçado,

eólico e leques aluviais (Pedreira, 1994).

b) Formação Caboclo É interpretada por Pedreira (1994) como um depósito, em parte, oriundo de um

sistema de inter- a supramaré de ambiente lagunar e outra parte desta formação sendo

depositada em ambiente litorâneo de sub-maré. Essa unidade é composta por metaarenitos

finos bem selecionados, gradando para metassiltitos e metaargilitos (pelitos), metacarbonatos

com conglomerados subordinados. Observa-se a presença de estruturas do tipo wavy, lisen e

hummockies (Pedreira, 1994).

26

c) Formação Morro do Chapéu Pedreira (1994) descreve essa formação como resultado de uma deposição em

ambiente continental de sistemas fluviais, leques aluviais e eólicos. É composto por

metaarenitos e metaconglomerados com estratificação cruzada sigmoidal, acanalada e tabular.

2.2.3. As Rochas Intrusivas Máficas

As Rochas Máficas Intrusivas, segundo Guimarães et. al.(2008), ocorrem como diques

e sills com ampla distribuição regional. Estas intrudem todo o conjunto

metavulcanossedimentar do Supergrupo Espinhaço (Sequência Serra da Gameleira e

Tectonossequências Rio dos Remédios), na Chapada Diamantina e no Espinhaço Setentrional.

Tratam-se de corpos verticalizados, com orientação preferencial NNW e dimensões variadas

(Figura 6).

Guimarães et al., (2008) propuseram duas gerações para essas rochas. A primeira

delas, representada por leucogabro, fino, foliado, deformado, cinza-escuro e cinza-

esverdeado, são intrusivos nas unidades inferiores do Supergrupo Espinhaço, com idades

0,934 Ga (método U-Pb em zircão). A segunda geração é constituída por gabro isotrópico,

cinza escuro e verde, de granulação média a grossa com idades de ate 1,5 Ga que alcançam

até as formações Tombador e Caboclo do Grupo Chapada Diamantina.

27

CAPÍTULO 3 – GEOLOGIA LOCAL

3.1 Introdução A área de estudo abrange três diferentes unidades litoestratigráficas (Anexo I). Estas

unidades são representadas pelas rochas metassedimentares da Formação Açuruá,

representante de Grupo Paraguaçu e pelas formações Tombador e Caboclo do Grupo Chapada

Diamantina. Segundo Guimarães et al. (2008), a Formação Açuruá, topo do Grupo Paraguaçu,

marca a passagem da fase pós-rifte da Bacia do Espinhaço para a Sinéclise Chapada

Diamantina, onde se depositaram a Supersequência Tombador/Caboclo.

O contato entre as formações Açuruá e Tombador é marcado por discordância angular

(Pedreira,1994 e Dominguez, 1993). Na cidade de Andaraí afloram as formações Caboclo e

Tombador do Grupo Chapada Diamantina. Observa-se na porção oeste da cidade, a Formação

Tombador e na porção leste, a Formação Caboclo. O contato entre estas unidades não pode

ser observado, pois a sede do município de Andaraí está pavimentada sobre este. A Formação

Açuruá aflora apenas no Vale do Paty.

3.2 Formação Açuruá Foi inicialmente definida por Montes (1977) como Formação Guiné e posteriormente

descrita por Inda & Barbosa (1978) como Formação Açuruá. Esta unidade representa o fim da

fase pós-rifte da Bacia do Espinhaço Oriental e representa uma transgressão marinha, sobre os

depósitos continentais da Formação Mangabeira, sendo a transição entre estas unidades

definida como gradacional (Guimarães et al., 2008).

O produto do intemperismo sobre as rochas dessa unidade geram solos argilosos

espessos e bem desenvolvidos e são observados na seção basal do Vale do Paty.

A Formação Açuruá é encontrada no Vale do Paty e na porção basal da trilha Vale do

Paty-Andaraí, sopé da Serra do Sincorá, apresentando ampla distribuição espacial e espessura

de aproximadamente 300 metros com paleocorrentes que indicam sentido do fluxo

predominante para ENE.

28

As rochas que compõem esta unidade são metargilitos siltosos com planos

intraestratais preenchidos por micas brancas passando pra metasiltitos arenososde coloração

clara variando de tons esbranquiçados a rosa (Foto 1). As principais estruturas encontradas

nesta unidade são estratificações cruzadas acanaladas de pequeno a médio porte, estratificação

plano-paralela (Foto 2) e ripples. Estas unidades encontram-se metamorfisadas na fácies xisto

verde baixo. Na trilha Paty-Andaraí afloram metarenitos finos bem selecionados chegando a

médio no topo.

A Formação Açuruá é resultado da deposição de sedimentos em um sistema marinho

raso, ocasionalmente submetidos à eventos de alta energia em zonas de maré, praia e frentes

deltaicas relacionados a um trato de sistema transgressivo (Loureiro et al. 2009, Guimarães et

al. 2008).

Foto 1: Arenito fino da Formação Açuruá com coloração esbranquiçada visto na trilha Paty-Andaraí. Ponto AM-012.

29

Foto 2: Arenito médio da Formação Açuruá mostrando estratificação plano-paralela (retângulo vermelho) e estratificação cruzada acanalada (retângulo azul) visto na trilha Paty-Andaraí. GPS sobre a So. Ponto AM-018.

3.3 Formação Tombador

A Formação Tombador foi definida por Branner (1910). Segundo Guimarães et al.

(2008) e Guimarães et al. (2005), esta unidade representa a fase inicial da Sinéclise Chapada

Diamantina que aflora em maior proporção em relação às demais, nas porções mais altas da

Serra do Sincorá. Compreende um conjunto de rochas siliciclásticas que configuram um

relevo de serras alongadas.

Os solos referentes aos depósitos desta unidade são bastante arenosos a cascalhosos,

pouco profundos e pouco evoluidos.

As rochas metassedimentares que compõem a Formação Tombador afloram por toda

porção da trilha Paty-Andaraí, em toda cidade de Andaraí, na maior parte da estrada que liga

Andaraí a Mucugê, em toda vila de Igatú e apresenta uma bela exposição no leito do Rio

Paraguaçu (Foto 3).

30

As paleocorrentes medidas nessa unidade indicam que o sentido do fluxo de corrente

segue direção preferencial para W. Essa direção preferencial da paleocorrente é um dos

argumentos usados por Pedreira (1990) e Pedreira (1994), para defender a idéia de que o

Grupo Chapada Diamantina representaria uma bacia de foreland, sendo a Faixa

Jacobina/Contendas Mirante, fonte dos sedimentos.

Foto 3: Rochas metassedimentares da Formação Tombador aflorando no leito do Rio Paraguaçu, próximo à cidade de Andaraí. Ponto AM-166.

A sedimentação na base dessa formação é marcada pela deposição de areia fina

intercalada com siltes e o topo é marcado por conglomerados sustentados por seixos e por

matriz. Pedreira (1990) divide a Formação Tombador em três sistemas: Flúvio-Eólico, Eólico

e Leques Aluviais.

As fácies fluviais são caracterizadas por metarenitos finos a muito grossosque

apresentam mal selecionamento, em barras fluviais de geometria lenticular com

estratificações cruzada acanalada ou tangencial, que podem variar de pequeno a grande porte.

O topo desses depósitos fluviais é marcado por marcas onduladas que podem apresentar fluxo

bidirecional (Foto 4), indicando a existência de um sistema fluvial entrelaçado.

31

O sistema eólico é caracterizado por sedimentos arenosos finos bem selecionados,

topo com marcas onduladas, apresentando estratificação cruzadas acanalada, tabular ou

tangencial de grande porte (Foto 5) no caso de dunas, ou ainda estratificação plano-paralela,

no caso dos lençóis de areia (Foto 6).

Foto 4: Arenito fluvial com marcas onduladas bidirecionais no topo (Imagem em planta). Afloramento na cidade de Andaraí, no leito do Rio Baiano. Setas apontando na direção dos fluxos. Ponto AM-158.

Foto 5: Arenito eólico com estratificação tangencial de grande porte no leito do Rio Piaba, próximo à cidade de Andaraí. Ponto: AM-225.

32

Foto 6: Arenito eólico (lençol de areia) com estratificação plano-paralela no leito do Rio Paraguaçu, próximo a cidade de Andaraí. AM- 166.

O sistema de leques aluviais é representado por metarenitos com granulometria grossa,

intercalados por metaconglomerados suportados por grãos (Foto 7) ou por matriz. A espessura

desses conglomerados pode variar de dezenas de centímetros a vários metros.

Os sistemas de leques aluviais são encontrados exclusivamente na trilha que liga o

Vale do Paty à cidade de Andaraí, se estendendo por centenas de metros.

Os metaconglomerados suportados por grãos (Foto 7) são polimíticos contendo seixos

de metaarenito e quartzito de cores verde, marrom e rosa, com tamanhos variados de grânulos

até matacões em uma matriz com arenito médio a grosso. Os metaconglomerados suportados

por matriz apresentam seixos semelhantes aos anteriores (Foto 8).

33

Foto 7: Intercalação de arenito e conglomerado polimítico suportado por grãos, da Formação Tombador (Imagem em perfil). Trilha Paty-Andaraí. Ponto AM-134.

Foto 8: Conglomerados suportado por matriz, da Formação Tombador, visto na trilha Paty-Andaraí (Imagem em planta). Pont AM-134.

34

3.4 Formação Caboclo

A Formação Caboclo foi pioneiramente caracterizada por Branner (1910). Esta

unidade é descrita como o retrabalhamento do topo da Formação Tombador pela ação

marinha como resultado de um trato de sistema transgressivo (Guimarães et al. 2008;

Loureiro et al. 2009). Durante a trangressão marinha instalou-se um ambiente de planície de

maré dominado por tempestade (Silveira 1991, Guimarães 1996) sobre a planície fluvial

(Guimarães et al., 2008), descreve a Formação Caboclo como o final da Sinéclise Chapada

Diamantina.

O contato dessa unidade com a Formação Tombador é transicional e acontece de

forma gradual (Misi & Silva, 1996). Na área de estudo a passagem entre estas formações não

pôde ser observada, porém, ambas afloram na cidade de Andaraí (Foto 9)..

Foto 9: Afloramento da Formação Caboclo em corte de estrada na rodovia BA-142 em Andaraí. Ponto AM-159.

Os afloramentos visitados, desta unidade, apresentavam médio a alto grau de alteração

intempérica e coloração que varia de branco a avermelhado, passando por tons rosado a

35

amarelados. Os solos relacionados aos depósitos da Formação Caboclo apresentam-se

bastante argilosos, evoluídos e profundos.

Na área de estudo, a Formação Caboclo é caracterizada por intercalações de

metassiltitos, metaargilitos e metarenitos finos, bem selecionados com presença de corpos

lenticulares de carbonatos silicificados (Foto 10). Estas rochas apresentam estruturas

primárias como estratificação cruzada acanalada de pequeno a médio porte, marcas onduladas

no topo das camadas e estruturas do tipo linsen e wavy (Foto 11).

Foto 10: Lentes de carbonato da Formação Caboclo apresentando alto grau de silicificação visto em afloramento de corte de estrada na rodovia BA- 142, próximo à cidade de Andaraí (Imagem em perfil). Ponto AM-AM194.

36

Foto 11: Intercalação de areia fina e silte da Formação Caboclo mostrando estruturas do tipo wavy (Imagem em perfil). Afloramento do tipo corte de estrada na rodovia BA-142 próximo à cidade de Andaraí. Ponto AM-180.

37

CAPÍTULO 4 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA Este capítulo tem como objetivo, conceituar as estruturas que serão apresentadas ao

longo deste trabalho.

As dobras, de maneira simplificada, são deformações que ocorrem a partir de

superfícies planas, submetidas a um regime dúctil, onde estas são encurvas em resposta á uma

tensão sobre elas aplicada (Pluijm & Marshak, 1997).

A Figura 7 apresenta os elementos geométricos de uma dobra.

Figura 7: Elementos geométricos de uma dobra. Modificado de Pluijm & Marshak, 1997.

Zona de Charneira é a zona de maior curvatura de uma dobra e que separa os dois

flancos (Pluijm & Marshak, 1997).

Linha de Charneira é a linha que une os pontos de curvatura máxima da superfície da

dobra (Machado & Silva, 2009).

Flancos são as superfícies menos deformas de uma dobra dividida pela zona e linha de

charneira.

38

Ponto de Inflexão é o ponto onde a dobra é dividida em dois setores de diferente

inflexão. Uma de convexidade voltada para cima e outra voltada para baixo.

Superfície Axial é a superfície que contém a linha de charneira e corta a zona de

charneira. Pode ser curva ou plana sendo, neste caso, chamada de Plano Axial.

O Plano de Perfil é a superfície usada para descrever a forma da dobra. Este plano

corta perpendicularmente a linha de charneira.

O sentido de fechamento de uma superfície dobrada fornece parâmetros para uma

classificação, baseada na sua geometria, podendo desta forma a dobra ser classificada como

anticlinal ou sinclinal (Figura 8).

Caso a zona de charneira esteja locada na parte superior da dobra, esta é classificada

como anticlinal (Pluijm & Marshak, 1997). Neste caso os flancos se abrem em sentidos

opostos (Machado & Silva, 2009) caracterizando um anticlinal. Anticlinais e sinclinais são

também caracterizados a partir de critérios estratigráficos. Neste caso, os anticlinais são as

dobras onde as camadas mais novas estão no exterior, enquanto as camadas mais antigas estão

no núcleo. Nos sinclinais ocorre exatamente o oposto, as camadas mais jovens ficam no

interior da dobra, e as mais antigas no exterior.

Figura 8: Esquema de dobras Anticlinal e Sinclinal. Fonte: (Machado & Silva, 2009).

39

No caso de um sinclinal a zona de charneira se localiza na parte inferior da dobra e os flancos

mergulham seguindo o mesmo sentido.

As dobras podem ser classificadas com base na linha de charneira e superfície axial.

Desta forma elas são chamadas de horizontais, verticais, ou inclinadas. As dobras horizontais

são àquelas onde o eixo tem caimento variando entre 0 a10º . Nas dobras verticais esse valor

varia entre 80º e 90º, enquanto as inclinadas têm caimento entre 10º e 90º (Figura 9).

Figura 9: Esquema de dobras a) horizontais, b) verticais e c) inclinadas. Fonte: (Richard, 1971).

Em relação à superfície axial, as dobras podem ser classificadas de duas formas. A

primeira tem relação com a simetria da dobra, podendo desta forma ser simétrica ou

assimétrica. A segunda tem relação com a sua posição no espaço podendo ser normais

reclinadas ou recumbentes.

Nas dobras normais, as superfícies axiais são verticais (entre 80º e 90º). Nas

recumbentes, as superfícies axiais são sub-horizontais (entre 0º e 10º), enquanto que nas

reclinadas, os flancos mergulham na mesma direção do plano axial.

40

Existe ainda outra forma de classificação que leva em consideração o ângulo entre os

flancos (intra-flanco) (Rowland, 1994). Segundo este critério, as dobras podem ser suaves

(180º -120º), abertas (120º - 70º), fechadas (70º - 30º), apertadas (30º - 0º) e isoclinais, quando

os flancos são paralelos entre si (Figura 10). Este ângulo é determinado segundo duas retas

tangentes que passam nos pontos de inflexão da superfície dobrada como no esquema

mostrado na Figura 11.

Figura 10: Classificação de dobras em relação ao ângulo intra-flancos. Fonte: Machado & Silva, 2009.

41

Figura 11: Retas tangentes passando pelo ponto de inflexão. Fonte: (Machado & Silva, 2009).

Em estruturas dobradas, anticlinais ou sinclinais, é comum estarem associadas dobras

de menor porte sendo conhecidas como dobras parasíticas (Figura 12). As dobras parasíticas

possuem, geralmente, a linha de charneira e superfície axial orientadas da mesma forma que a

dobra de proporções regionais a qual ela está associada.

Figura 12: Características da vergência de dobras parasíticas associadas a um grande antiforme simétrico. Modificado de Pluijm & Marshak (1997); Hobbs et al (1976).

42

As dobras com estilo kink (Figuras 13 e 14) são dobras que não apresentam

encurvamento nos flancos (flancos retos) e possuem zonas de charneiras apertadas e

angulosas e que ocorrem geralmente em pacotes rochosos que apresentam estratificação

(Davis & Reynolds, 1996).

As dobras em kink são formadas através do deslocamento entre as camadas por

esforços tangenciais longitudinais que resultam na rotação parcial dos estratos que apresentam

grande anisotropia (Pluijm & Marshak,1997).

Figura 13: Esquema tridimensional de dobra em kink, mostrando seus eixos. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).

O deslocamento intraestratal aumenta à medida que se afasta da zona de charneira e

atinge o máximo quando se atinge o ponto de inflexão, sendo que o descolamento é tanto

maior quanto o mergulho dos flancos da dobra (Pluijm & Marshak,1997).

43

Figura 14: Esquema simples de uma dobra em Kink vista em perfil, mostrando seus respectivos planos. Modificado de Davis & Reynolds (1996).

As estruturas do tipo fault propagation fold (Suppe & Medwedeff, 1990 ; Peacock et

al, 2003) são dobras cujo desenvolvimento está intimamente relacionado com a evolução de

falhas de empurrão em cinturões de dobramentos e cavalgamentos (Rolim & Alkmim, 2004).

É o resultado do avanço da terminação da falha (Figura 15). Neste processo os estratos do

bloco acima do plano de falha (capa ou teto) evoluem para estruturas em kink com o avanço

do descolamento, á medida que o “empurrão” se propaga. As Fault Propagation Folds são

estruturas assimétricas e com vergência pro mesmo sentido do empurrão.

44

Figura 15: Modelo de evolução de estrutura do tipo Fault Propagation Fold. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).

Tension Gashes (Figura 16) são fraturas de tração encontradas em zonas de

cisalhamentos rúpteis-dúcteis. Tais fraturas são posteriormente preenchidas por fluidos

hidrotermais. Neste mecanismo não há deslizamento intraestratal.

Estas estruturas ocorrem paralelamente ao tensor principal (δ1) atuante (Ramsey,

1980; Ramsey & Huber, 1983), ou seja, seu eixo principal é orientado no mesmo sentido da

tensão principal, enquanto a sua distensão ocorre perpendicularmente a este, sendo desta

forma, paralelas ao δ3 .

A geração das tension gashes ocorre quando o pacote rochoso não é mais capaz de

acomodar a deformação dúctil. Neste ponto se inicia o processo de fraturamento (Figura 17).

Estas estruturas ocorrem normalmente na região da charneira de dobras evoluídas a partir do

mecanismo de deslizamento flexural (Figura 18). O arco externo é estendido paralelamente à

45

camada, enquanto o arco externo é comprimido. Estas regiões de contração e estiramento são

separadas pela chamada superfície neutra, onde não há deformação (Figura 18).

Figura 16: Esquema de evolução das tension gashes mostrando seu eixo principal evoluindo paralelamente à tensão principal. Modificado de Passchier e Trouw (1996).

Figura 17: Desenvolvimento de tension gashes relacionadas à evolução de estruturas do tipo fault propagation fold. (a) desenvolvimento de suaves anticlinais e sinclinais; (b) tension gashes nucleiam cortando as dobras; (c) falha corta o conjunto de dobras e tension gashes. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).

Figura 18: Distribuição da deformação em dobras geradas por mecanismo de deformação tangencial longitudinal. Modificado de Drucker (1967).

46

Estruturas rúpteis denominadas fraturas são planos de descontinuidade, ou seja, uma

superfície onde não há mais coesão entre as partículas anteriormente unidas (Pluijm &

Marshak, 1997), porém não se observa deslocamento mensurável ao longo destas superfícies

(Figura 19). As fraturas podem ser preenchidas por minerais precipitados à partir de soluções

hidrotermais caracterizando-se como veios ou ainda por outras rochas de origens diferentes,

sendo chamados de diques (Davis & Reynolds, 1996).

Figura 19: Bloco diagrama mostrando diferentes tipos de estruturas rúpptis. Modificado de Cloos (1922) apud Price & Cosgrove (1990).

As falhas rúpteis se diferenciam destas por apresentarem deslocamento relativo

mensurável entre as superfícies de descolamento (Machado & Silva, 2009). A escala deste

deslocamento pode variar de poucos centímetros a vários quilômetros de extensão.

Zona de falha é a região que bordeja a falha e onde o deslocamento resultante é

particionado por diversas falhas de dimensões menores que tiveram origem contemporânea à

falha principal. Em outras palavras o deslocamento principal é o somatório de menores

deslocamentos secundários.

A Figura 20 apresenta os elementos geométricos de uma falha:

47

Figura 20: Elementos geométricos de uma dobra. Modificado de Pluijm & Marshak (1997).

Plano de falha é a superfície por onde a formação rochosa fratura-se e desliza (Press et

al, 1994). É a superfície de descolamento.

Bloco de falha é o corpo rochoso que experimentou movimento como conseqüência do

deslocamento da falha.

Muro ou Lapa (Footwall Block) é o bloco situado abaixo do plano de falha.

Teto ou capa (Hangingwall Block) é o bloco situado acima do plano de falha.

As falhas, segundo Anderson (1942), podem ser classificadas, de acordo com a

movimentação relativa entre os blocos de falha, em quatro tipos diferentes: Normais,

Reversas, Transcorrentes e Oblíquas (Figura 21).

48

Figura 21: Classificação de falhas de Anderson (1942), de acordo com sua geometria. a) Falha Normal; b) Falha Reversa; c)Falha Transcorrente; d) Falha Oblíqua. Modificado de Price & Cosgrove (1990).

As falhas normais são provocadas por esforços verticais e tem como resultado uma

dinâmica distensiva horizontalmente. Neste caso o teto desce em relação ao muro.

Falhas reversas são resultantes de esforços compressivos horizontais. Neste caso o teto

desloca-se para cima do muro.

As falhas transcorrentes são marcadas por movimentos horizontais, onde os blocos se

deslocam em direções opostas. Este tipo de falha pode ainda ser classificado em dextral ou

sinistral, segundo o sentido do movimento relativo entre estes blocos. Quando o bloco da

esquerda se move em direção a um observador fixo, temos a cinemática sinistral (Figura 22).

No caso contrário, ou seja, o bloco da direita se aproxime do observador, temos a cinemáica

dextral (Figura 22).

As falhas oblíquas são geradas quando os vetores de deslocamentos dos blocos de

falha não são totalmente verticais ou totalmente horizontais. Em outras palavras, o

deslocamento entre os blocos de falhas se dá pela combinação de um vetor horizontal e um

outro vertical.

49

Figura 22: Bloco diagrama mostrando movimentação relativa dos blocos com a) cinemática sinistral e b) cinemática dextral.

Zonas de Cisalhamento são faixas relativamente estreitas, planares ou curvas, de

intensa deformação a taxas variáveis, cuja intensidade da deformação diminui lateralmente

para as paredes da zona (Pluijm & Marshak, 1997). As zonas de cisalhamento são definidas

de acordo com a as características do ambiente em que são submetidas e a depender da

combinação de fatores como pressão temperatura, profundidade da crosta e conteúdo

litológico podem gerar diferentes tipos de rochas. De acordo com o regime em que estas

rochas são geradas, as zonas de cisalhamentos são classificadas em rúptil, rúptil-dúctil ou

dúctil-rúptil e dúctil (Figura 23).

Figura 23: Deformação dúctil (a), rúptil-dúctil (b), rúptil-dúctil (c), dúctil (d). Modificado de Pluijm & Marshak (1997).

O regime rúptil é caracterizado pela perda de coesão das rochas quando submetidas á

certa tensão. Ocorre quando a tensão aplicada sobre um corpo ultrapassa um valor crítico até

o qual este corpo pode suportar sem sofrer deformação (Pluijm & Marshak, 1997). Este

comportamento é estritamente controlado pela pressão e ocorre em baixas temperaturas.

50

Com o aumento da pressão, e conseqüentemente a temperatura, o corpo tende a

apresentar uma maior plasticidade, ou seja, maior capacidade de acomodar certa deformação,

devido ao aumento do valor crítico até onde este corpo pode ser submetido á uma tensão sem

sofrer deformação rúptil. Quando ultrapassado este ponto, o material é rompido pela perda de

coesão. Este é o chamado regime dúctil-rúptil ou rúptil-dúctil (Davis & Reynolds, 1996).

O regime dúctil acontece sob condições de altas pressões e temperaturas. Neste estado

o material apresenta grande ductibilidade, ou seja, condições de acomodar altas taxas de

deformação sem apresentar zonas de descontinuidades no material (Pluijm & Marshak, 1997).

A presença de falhas em superfície é evidenciada pela presença de indicadores que

refletem o atrito das rochas, na superfície, provocado pelo movimento relativo entre os blocos

da falha. Estas evidências são chamadas de rochas cataclásticas e são resultado do atrito,

desfragmentação e moagem da rocha, podendo haver ainda recristalização. Estas rochas

podem ser divididas em dois grupos: cataclasitos e milonitos (Machado & Silva, 2009).

Os cataclasitos são rochas sem estruturas orientadas, que ocorrem em profundidades

relativamente rasas (entre 4 km e 8 km de profundidade), onde predominam condições de

deformação rúptil (Brodie et al., 2007). Os milonitos, diferentemente dos cataclasitos são

rochas cm estrturas fortemente orientadas, geradas sob condições de deformação rúptil

(inferior a 5 km de profundidade) (Figura 24).

Os cataclasitos e milonitos são ainda subdivididos de acordo com as condições do

ambiente e do conteúdo litológico (Sibson,1977; Brodie et al.,2007) (Figura 24; Tabela 1).

Figura 24: Relação entre os tipos de rocha de falha e as variações de profundidade e temperatura segundo, Sibson (1977). Modificado de Pluijm & Marshak (1997).

51

Tabela 1: Classificação das rochas de falha segundo Sibson (1977).

Um sistema de fraturas e falhas subsidiárias nucleadas em ambiente rúptil a dúctil-

rúptil pode se desenvolver a partir de uma falha principal, ou de um sistema de falhas. Estas

estruturas subsidiárias obedecem a ângulos distintos, definidos em relação à estrutura

principal e se relacionam também entre si, de acordo com ângulos bem definidos (Sylvester,

1988). As relações geométricas e cinemáticas entre os sistemas de fraturas cisalhantes

permitem utilizá-los como indicadores cinemáticos dos sistema principal de fraturas

xisalhantes.

Este modelo bastante particular que envolve um sistema de falhas transcorrentes é

conhecido como modelo de Riedel (Figura 27) e foi pioneiramente descrito por Cloos (1928)

e Riedel (1929) em um experimento utilizando materiais de argila e areia, submetidos a

tensões cisalhantes de modo a gerar um conjunto de falhas transcorrentes (Katz et al, 2004).

As relações cinemáticas entre este conjunto de fraturas subsidiárias servem como fonte

de informação para a determinação da movimentação cinemática da falha principal (Figura

25). A princípio este modelo era aplicado apenas para estruturas de pequena escala, sendo

hoje aplicado para estruturas de escalas quilométricas (Katz et al, 2004).

O modelo Riedel (Figura 25) é constituído por um par de fraturas conjugadas

Sintéticas (R) em relação à falha principal e Antitéticas (R’) também em relação à falha

52

principal (Riedel, 1929; Sylvester, 1988; Tchalenko & Ambaseys, 1970; Wilcox et al, 1973)

apud Petit (1987) . As fraturas Sintéticas (R) formam um ângulo de 10º a 30º com principal

enquanto a Antitética (R’) forma um ângulo que varia entre 60º e 80º em relação à principal

(Riedel, 1929; Tchalenko, 1968 apud Katz et al, 2004). As fraturas T são fraturas de tração

que formam um ângulo de 45º com a fratura principal. As fraturas Y ou D são fraturas de

cisalhamento sintéticas subparalelas às fraturas principais. As fraturas P são um terceiro

sistema de fraturas sintéticas que formam um ângulo de 10º a 30º em relação á fratura

principal. Por fim, o conjunto de fraturas X é sintético, com um ângulo variando entre 60º a

80º em relação à família de fraturas principais.

Figura 25: Modelo esquemático de cisalhamento tipo Riedel. R – Fratura Sintética; R’ – Fratura Antitética; T – Fratura de Tração; P – Fratura de cisalhamento Sintética Secundária; X – Fratura de cisalhamento Sintética Secundária Y ou D – Fraturas de cisalhamento sintéticas subparalelas ás fraturas principais. Fonte: www.geologia.ufpr.br/graduacao/estrutural2010/aula8.pdf.

53

CAPÍTULO 5 – GEOLOGIA ESTRUTURAL DA ÁREA DE ESTUDO

5.1 Considerações Iniciais Na região da Chapada Diamantina, ocorrem dois padrões estruturais bem distintos,

ambos de idade Brasiliana (Danderfer, 1990).

O primeiro padrão, presente nas rochas metassedimentares do Supergrupo Espinhaço

(Inda & Barbosa, 1978), corresponde a um mega sistema de dobras cilindricas e falhas de

empurrão, orientados preferencialmente na direção NNW – SSE, em seu estágio inicial de

desenvolvimento (Danderfer, 1990; Lagoeiro, 1990; Danderfer et al., 1993; Pedreira, 1994).

Este sistema denominado de Sistema de Dobramentos e Empurrões da Chapada Diamantina, é

caracterizado pela vergência preferencial no sentido ENE. A magnitude de deformação

decresce no sentido de oeste para leste à medida que se afasta do Corredor de Deformação do

Paramirin (Cruz, 2004; Cruz & Alkimin, 2007) que bordeja a sudeste o Cráton do São

Francisco.

Durante a evolução deste evento, as primeiras estruturas a nuclearem foram as zonas

de cisalhamento inter e intraestratal (Danderfer & Alkimin, 1991 apud Danderfer et al.,1993).

Em seguida ocorreram os megadobramentos característicos da região, que na maioria dos

casos tratam-se de sucessões de antiforrmes e sinformes suaves a fechados, com ligeiras

assimetrias, nucleados por deslizamentos flexurais (Danderfer et al., 1993).

O segundo padrão é descrito por Danderfer (1990) e Danderfer et al. (1993) como um

sistema de dobras e falhas de empurrão, de ocorrência restrita nas rochas metassedimentares

do Grupo São Francisco, orientado em sentido preferencial E-W, produzidas por um campo

compressional atuante de norte para sul. Esse padrão é resultado de uma manifestação

intracratônica, dos processos que geraram as faixas Rio Preto e Riacho do Pontal que

margeiam a porção norte do Cráton do São Francisco (Danderfer et al., 1993).

As deformações geradas neste evento são representadas por um sistema de zonas de

cisalhamento rúpteis transcorrentes, de escala regional, compondo um par de falhas

conjugadas, com cinemáticas sinistral e dextral, orientados respectivamente, no sentido NNE-

SSW e NNW-SSE (Danderfer et al., 1993) (Figura 26). A Falha de São João se estende desde

sudeste da cidade de Palmeiras bordejando a leste a Bacia de Irecê até o limite setentrional da

Folha Seabra apresentando movimento aparente sinistral (Bonfim & Pedreira, 1990). Segundo

54

Danderfer (1990) e Danderfer et al.(1993), esta falha seria formada por um cisalhamento

simples sinistral relacionado a um sistema do tipo Riedel de orientação NNE-WSW (Figura

26).

Figura 26: Mapa Geológico-Estrutural Simplificado da Chapada Diamantina com a área de estudo assinalada. Modificado de Danderfer et al., 1993.

5.2 Análise Geométrica e Cinemática

5.2.1 Estrutúras Dúctil - Rúpteis

No Anticlinal do Pai Inácio, um anticlinal resultante de processo de megadobramento

regional, cujo eixo principal está orientado segundo um trend NNW-SSE. Neste anticlinal

está entalhada a Serra do Sincorá. Esta megafeição é caracterizada por apresentar dobras

formadas pelo mecanismo de deslizamento flexural, mais apertadas a oeste tendendo a dobras

mais suaves a leste (Danderfer 1990).

O acamamento (S0) no flanco leste da Serra o Sincorá tem orientação geral

preferencial N-S com baixos valores de mergulhos variando entre 10º e 40º. Na área de estudo

55

o mergulho é preferencialmente para NE (Figura 27). O diagrama de isodensidade polar da

Figura 27 mostra que o valor máximo de concentração dos pólos é igual a 78ºp/261º. O plano

de máximo obtido foi 351º/12ºNE e o Lb 1ºp/349º configurando o Anticlinal do Sincorá como

uma dobra suave.

Figura 27: a) Diagramas de planos para o acamamento (S0) da Serra do Sincorá. b) Diagrama de Isodensidade Polar para o acamamento (S0) da Serra do Sincorá mostrando o valor máximo 78ºp/ 261, plano máximo 351/12ºNE e o Lb, representado pela estrela verde, mostrando o valor de 1ºp/349.

Na trilha que liga a cidade de Andaraí ao Vale do Paty, no ponto AM-138, foi

observada a presença de uma dobra suave, de grande porte nos metarenitos fluvias da

Formação Tombador (Foto 12). Os diagramas de isodensidade polar (Figura 28) para esta

dobra mostram que os flancos mergulham tanto para NW quanto para SE configurando um

padrão compatível com estruturas desse tipo.

Os diagramas da Figura 29 mostram a configuração para esta dobra, de acordos com

os valores das medidas dos seus flancos, com o valor máximo de 66ºp/142º, o plano máximo

de 232º/24º NW e o valor calculado para o eixo da dobra (Lb) de 3ºp/331º (estrela verde no

diagrama). A configuração desta dobra se mostra compatível com as megadobras de escala

regional descritas por diversos autores.

56

Foto 12: Dobra suave nos metarenitos fluviais da Formação Tombador, na Trilha do Paty. Ponto AM-138.

Figura 28: Diagramas para os flancos da dobra nos metarenitos fluviais da Fm. Tombador na Trilha do Paty. a) Diagrama de planos. b) Diagrama de Isodensidade polar mostrando o valor máximo de 69ºp/249, plano máximo de 339/21º NE e Lb de 15ºp/17.

57

Na Serra do Sincorá estão presentes estruturas nucleados em regime dúctil-rúptil como

as fault propagation fold associadas a falhas de empurrão (Fotos 13 e 14). Tais estruturas

representam dobra subsidiárias e são as estruturas mais importantes, hierarquicamente, depois

da mega dobra da Serra do Sincorá.

Essas estruturas foram observadas nos metassiltitos e metarenitos da Formação

Caboclo, nos pontos AM-180 E AM-181 (Anexo I), localizados ao longo da BA- 142, estrada

que liga Andaraí a Mucugê. São observadas dobras suaves a abertas, simétricas de pequeno a

médio porte, com geometria cilindrica e vergência para WNW, onde o próprio flanco da

dobra serve como rampa de cavalgamento.

Foto 13: Fault Propagation Fold associado à falha reversa e vergência para WSW. Em preto estão destacados os planos de acamamento e em vermelho está destacado o plano de falha. Afloramento na BA-142. Ponto AM-180.

58

Foto 14: Dobra de arrastodesenvolvida pelo mecanismo de fault propagation fold associado à falha de empurrão, com cinemática reversa e vergência para WSW. Em preto estão destacados os planos de acamamentos e em vermelho está destacado o plano de falha. Afloramento na BA-142. Ponto AM181.

Ainda no afloramento do ponto AM-181 verifica-se a presença de uma dobra

assimétrica, apertada, de médio porte, nos metassiltitos da Formação Caboclo (Foto 15). Este

afloramento apresenta alto grau de silicificação, provavelmente provocado pelas altas taxas de

deformação responsáveis pela geometria assimétrica em “Z”, apertada da dobra.

Foto 15: Dobra com geometria assimétrica em “Z”, apertada. Metassiltitos da Formação Caboclo. Afloramento do tipo corte de estrada na rodovia BA-142. Ponto AM-181.

59

No afloramento AM-165, no leito do Rio Paraguaçu, são observadas tension gashes

com orientação preferencial N010/10º SE indicando cinemática reversa sinistral para a zona

de cisalhamento, associados a dobra com geometria kink assimétrica de pequeno porte onde

não se nucleia uma falha de empurrão e que deformou os planos de acamamento dos

metarenitos eólicos da Formação Tombador cujo orientação é N312/ 15 NE (Foto 16). A

superfície de acamamento sofre uma mudança abrupta de orientação.

Estas estruturas são nucleadas em um plano kink com orientação N160º/30º SW

observada em alguns planos. O afloramento apresenta um alto grau de silicificação.

Foto 16: Tension gashes e pequena dobra com geometria kinknos metarenitos eólicos da Formação Tombador associado por falhas de com movimento aparente de cinemática sinistra com orientação N160/30º SW. Ponto AM-166.

Estas estruturas são comumente associadas às zonas de cisalhamento rúptil-dúctil,

onde fluidos preenchem juntas extensionais (Foto 17). Os grãos de quartzo cristalizados no

interior destas juntas podem ser vistos a olho nú.

60

Foto 17: Tenshion gashes com atitude N250º/40NW nos metarenitos fluviais da Formação Tombador associadas

à zona de cisalhamento com cinemática aparente sinistral. Ponto AM-174.

Os tension gashes compreendem estruturas com o mergulho bastante variado e estão

fortemente associados às fraturas de tração com orientação NNW-SSE. Observa-se também a

presença de um segundo padrão com orientação aproximada E-W, porém, este trend, possui

uma menor freqüência em relação ao primeiro, orientado NNW-SSE.

O diagrama de roseta, com o tratamento estatístico dessas estruturas está apresentado

na Figura 29 e confirma a existência destes trends para os veios de quartzo e para as tension

gashes.

61

Figura 29: Diagrama de roseta com tratamento estatístico para os veios e tension gashes mostrando dois trends para as estruturas dúcteis-rúpteis.

Nos veios de quartzo desenvolvem-se outras estruturas características de regimes

dúctil-rúpteis: as fibras de estiramento mineral (Lx) (Foto 18). São cristais de quartzo,

centimétricos, encontrados nas zonas de cisalhamento ou nos planos intraestratais. Estes

cristais apresentam apresenatam geometria prismática, fibrosa e alongada que indicam o

sentido do deslocamento aparente entre os blocos deslocados.

Foto 18: Veio de quartzo com estrias nos metarenitos fluviais da Formação Tombador na Vila de Igatú. Ponta da caneta aponta para a direção do deslocamento. Ponto AM-191.

62

5.2.2 Estruturas Rúpteis

As estruturas rúpteis mais comuns na área de estudos são as bandas de cisalhamento

(shear bands), fraturas, fraturas escalonadas e falhas por vezes associadas a cataclasitos e

cujos planos podem exibir estruturas como estrias (slickenlines) e degraus (slickensides).

Outras estruturas rúpteis encontradas são as zonas de cisalhamento que apresentam

cominuição da rocha e formação de cataclasitos.

Bandas de cisalhamento (Shear Bands) são estruturas rúpteis encontradas na área de

estudo (Foto 19). São o resultado de um intenso cisalhamento que gera a cominuição das

rochas encaixantes. Estas estruturas foram encontradas nos metarenitos da Formação

Tombador, principalmente na trilha do Vale do Paty. A Foto 19 mostra shear bands com

indicando cinemática aparente sinistral.

Foto 19: Shear bands com cinemática sinistral nos metarenito da Formação Tombador. Ponto AM-170.

63

As falhas destacam-se dentre as estruturas rúpteis observadas. Os planos de falha são

caracterizados por apresentarem estrias associadas e por vezes degraus (slickensides) bastante

suaves e discretos, que indicam a movimentação cinemática destes planos.

A Foto 20 mostra um plano de falha, nos metarenitos fluviais da Formação Tombador,

com orientação N15/60º SE exibindo estrias de baixo rake orientadas na direção 25ºp/160,

associadas a degraus que indicam cinemática sinistral.

Foto 20: Plano de falha nos metarenitos da Formação Tombador mostrando estrias de baixo reike associadas a slickensides indicando cinemática sinistral. Ponto AM-172.

Analisando os diagramas de tratamento estatístico (Figuras 30 e 31) para os planos de

falhas com movimento aparente dextral e sinistral, distingue-se a existência de orientações

preferenciais para estas estruturas, sendo as direções WNW-ESE e NE-SW para as falhas

dextrais e o padrão NNW-SSE para as falhas com cinemática sinistral.

As falhas com movimento aparente dextral apresentam dois padrões principais de

orientação, com mergulhos subverticais sendo o primeiro e mais marcante com direção

WNW-ESE, e o segundo, de menor intensidade, com direção NE-SW. Os valores máximos

64

para o primeiro padrão igual a 6ºp/180 e para o segundo padrão iguala 8ºp/129. Os planos de

máximo para o primeiro e segundo padrão respectivamente são N280/84º NE e N218/82º NW

(Figura 30).

Figura 30: Diagramas de tratamento estatístico para as fraturas cisalhantes dextrais. a) Diagrama de rosetas; b)Diagrama de isodensidade polar.

As falhas com movimento aparente sinistral apresentam apenas um padrão principal

de orientação sendo este NNW-SSE com mergulhos subverticais. Os diagramas da Figura 31

mostram tratamento estatístico para estas falhas onde o valor máximo é igual a 25ºp/255 e o

plano máximo é N345/65ºNE.

Figura 31: Diagramas de tratamento estatístico para as falhas sinistrais. a) Diagrama de rosetas; b)Diagrama de isodensidade polar.

65

A combinação dos padrões de falhas com movimento aparente sinistral e dextral

(Figura 32) sugerem a existência de um padrão de cisalhamento do tipo Riedel (Figura 33). As

falhas com movimento aparente sinistral com orientação preferencial NNW-SSE

representariam as falhas sintéticas (R) em relação à direção de falha principal (Y) (Figura 34)

e as falhas com movimento aparente dextral com orientações WNW-ESE representaria, o

padrão antitético (R’) em relação ao plano de falha principal (Y) (Figura 34). Esta direção de

falhas principal (Y) seria representada pela Falha do Rio São João como sugerem Danderfer

(1990); Bonfim & Pedreira (1990); Pedreira (1994).

Figura 32: Diagrama de roseta para as falhas dextrais e sinistrais, mostrando o padrão de cisalhamento Riedel.

Figura 33: Modelo do padrão de cisalhamento Riedel.

66

No ponto AM-166, no leito do Rio Paraguaçu, às margens da rodovia BA-142, onde

afloram metarenitos eólicos da Formação Tombador, instalou-se um sistema de falhas

bastante marcante que corta os planos de acamamento (So) com atitude N356/ 75º NE. Como

resultado da intensa deformação rúptil, houve a formação de cataclasitos (Foto 21).

Foto 21: Zona de falha do Rio Paraguaçu com a presença de cataclasitos. Escala no circulo em vermelho. Ponto AM-166.

67

No ponto AM-171, encontra-se uma falha reversa bastante marcante. A falha possui

atitude N325º/65NE, onde observa-se que o acamamento (So) está orientado a N320º/80ºNE.

O conjunto é cortado por um sistema de tenshion gashes (Foto 22). O sistema de falha corta

os metarenitos e os metaconglomerados da Formação Tombador. Alguns planos intraestratais

encontram-se preenchidos por veios de quartzo marcados por estrias geradas por deslizamento

intraestratal associados por slickensides indicando com cinemática reversa (Foto 23).

Foto 22: Falha Reversa com atitude N325º/65º NE nos metarenitos da Formação Tombador. Ponto AM-171.

Foto 23: Veio de quartzo com estrias e slickensides com cinamática reversa. Ponto AM-171.

68

As zonas de cisalhamento rúpteis desenvolvem-se sobre o acamamento (So) das

rochas metassedimentares das Formações, Açuruá, Tombador e Caboclo. Tais estruturas tem

a característica particular de provocar cominuição das rochas gerando cataclasitos (Foto 24).

Os diagramas de tratamento estatístico para estas estruturas (Figura 34) revelam um

trend preferencial N-S onde o valor máximo é igual a 25º p/255º e o plano de máximo é

N345º/65ºNE.

Foto 24: Zona de cisalhamento rúptil com intenso grau de fraturamento, na Trilha do Paty com geração de

tectonitos rúpteis. Ponto AM-125.

Figura 34: Diagramas de tratamento estatístico para as zonas de cisalhamento. a) Diagrama de rosetas; b)Diagrama de isodensidade polar.

69

5.3 Evolução Deformacional da Área de Estudo As colisões responsáveis pela inversão parcial da bacia paleo/mesoproterozoica so

Espinhaço durante Ciclo Brasiliano, no Neoproterozoico, atuaram de forma intensa nas bordas

norte, noroeste-oeste e sudoeste do Cráton do São Francisco (Danderfer, 1990). Essa intensa

atividade tectônica foi responsável pela geração de faixas móveis Rio Preto e Riacho do

Pontal e Araçuaí como sistemas de dobramentos e cavalgamentos que provocaram intensa

deformação nas coberturas paleo-mesoproterozoicas da Chapada Diamantina (Inda &

Barbosa, 1978) e do aulacógeno do Paramirim (Cruz & Alkimin, 2005).

A análise dos dados obtidos e interpretados no decorrer deste trabalho permite uma

visualização da atuação deformação sobre as rochas metassedimentares do Super Grupo

Espinhaço, sobretudo nas rochas metassedimentares dos Grupos Paraguaçu e Chapada

Diamantina, aflorantes no entorno da cidade de Andaraí, localizada na porção central da Serra

do Sincorá.

As estruturas apresentadas na área de estudo e tratadas no decorrer deste trabalho,

permitem a caracterização evolutiva simplificada para a região, segundo a atuação de duas

fases deformacionais distintas. A primeira fase (D1) com característica dúctil- rúptil a rúptil

segundo esforços compressivos E-W e a segunda fase (D2) representado por um estágio

transcorrente com característica predominantemente rúptil e esforços NW-SE.

5.3.1 Fase Deformacional D1

A primeira fase da evolução tectônica da área gerou o mega-dobramento responsável

pela estruturação da Serra do Sincorá e diversas estruturas nucleadas sobre os flancos deste

grande anticlinal tais como dobras subsidiárias geradas pelo mecanismo de deslizamento

flexural e dobras kink associadas a falhas reversas, shear bands e fibras de estiramento mineral

(Lx).

As dobras relacionadas à fase D1 são, no geral suaves e em alguns casos apertadas,

com de pequeno comprimento de onda. Algumas estão associadas com estruturas do tipo fault

propagation fold. Estão localizadas no flanco oriental do anticlinal do Sincorá. Apresentam

deformações de pequeno a médio porte.

Estas estruturas apresentam uma orientação geral dos seus eixos posicionados

preferencialmente segundo uma direção aproximadamente N-S o que sugere que o tensor

70

principal de tensão esteja posicionado na direção E-W (Danderfer, 1990; Danderfer et al.,

1993). Esta fase deformacional estaria relacionada com o evento compressivo responsável

pela inversão do Corredor de deformação do Paramirim.

5.3.2 Fase Deformacional D2

A segunda fase deformacional (D2) de evolução tectônica gerou falhas transcorrentes

com cinemática predominantemente sinistral, orientadas preferencialmente no sentido NNW-

SSE, cujo mecanismo principal gerador seria a colisão, à norte, nos orógenos Rio Preto e

Riacho do pontal que margeiam a entidade tectônica do Cráton do São Francisco.

As rochas metassedimentares do Supergrupo espinhaço sofreram intensa deformação

que deram origem às zonas de cisalhamento em regime rúptil-dúctil, com cinemática sisnitral

(Danderfer, 1990; Lagoeiro, 1990; Danderfer et al., 1993).

Na área de estudo, A fase D2 de deformação foi responsável pela nucleação de zonas

de cisalhamento, que obedecem a uma orientação preferencial aproximadamente N-S onde se

observa a geração de cataclasitos. O processo também foi responsável pela instalação e um

sistema de fraturas cisalhantes, cuja família principal é orientada no sentido NNW-SSE, com

cinemática sinistral e um conjunto de fraturas com cinemática dextral orientados nos sentidos

WNW-ESE caracterizando um sistema do tipo Riedel, de acordo com o previsto para a Falha

de São João onde a primeira família (NNW-SSE) seria o conjunto falhas sintéticas (R) à

direção de falha principal e a segunda família (WNW- ESE) representaria o padrão antitético

(R’) em relação à direção da falha principal.

Os tension gashes e veios de quartzo gerados durante este processo preenchem os

planos de fraturas com um trend aproximadamente N-S, sendo que os veios de quartzo muitas

vezes mostram fibras de estiramento mineral que indicam associados à steps que indicam

movimento aparente sinistral.

71

CAPÍTULO 6 – CONCLUSÕES

A análise estrutural realizada nos litotipos metassedimentares das Formações Açuruá,

Tombador e Caboclo, de idade paleo a mesoproterozoica, que compõem a cobertura do

Cráton do São Francisco permitiram a descrição das etapas da evolução tectônica da Serra do

Sincorá, no entorno da cidade de Andaraí.

A Serra do Sincorá é a feição de maior destaque da Chapada Diamantina, na área de

estudo, cuja origem está relacionada ao Ciclo Brasiliano no Neoproterozoico. Nos flancos do

Anticlinal da Serra do Sincorá se instalaram diversas estruturas divididas em grupos distintos,

segundo sua orientação preferencial segundo as direções NNW-SSE, WSW-ESE e NE-SW.

Tais estruturas representam a atuação de dois eventos deformacionais distintos que se

sucedem temporalmente, denominados de Fases D1 e D2, semelhante ao descritos por

Danderfer (1990) & Danderfer et al. (1993).

Os esforços compressivos da Fase Deformacional D1, com direção aproximada E-W,

são responsáveis pela geração de um padrão estrutural de orientação NNW-SSW a N-S.

Durante a atuação deste evento foi nucleado o anticlinal da Serra do Sincorá que caracteriza

uma grande dobra assimétrica e suave que abriga uma série de dobras geradas pelo

mecanismo de deslizamento flexural.

Este mesmo evento foi responsável pelo desenvolvimento de dobras em forma de kink

e estruturas do tipo fault propagation fold associados a falhas reversas com médios ângulos de

mergulho e com vergência para WSW.

A fase D2 é responsável por um estágio de transcorrência regional de caráter

transpressivo, cujo vetor de tensão principal tem orientação NNW-SSE responsável pela

nucleação das faixas móveis Rio Preto e Riacho de Pontal.

A principal feição estrutural gerada na fase D2 é a Falha de São João que evolui

associado a um sistema de falhas nucleadas segundo o padrão de cisalhamento Riedel. A falha

de São João apresenta um conjunto principal de falhas transcorrentes de orientação NNW-

SSE com cinemática sinistral associado à um padrão conjugado de falhas transcorrentes com

cinemática dextral segundo um trend WNW-ESE.

Outras estruturas geradas durante a atuação da fase D2 são representadas por tension

gashes, indicadores da direção dos esforços, bandas de cisalhamentos (shear bands), veios de

quartzo preenchendo os planos de fraturas e associadas à lineações de estiramento mineral

com indicadores cinemáticos, que apresentam em grande maioria movimentação sinistral.

72

CAPÍTULO 7 - REFERÊNCIAS

ALKMIM, F.F.; NEVES, B.B.B.; ALVES, J.A.C - 1993. Arcabouço tectônico do Cráton

do São Francisco - uma revisão. Simpósio Sobre o Cráton do São Francisco. Reunião

Preparatória. Salvador, 1993, SBG/SGM/CNPq, p. 45-62.

ALKMIM, F.F., PEDROSA-SOARES, A.C., NOCE, C.M., CRUZ, S.C.P. Sobre A Evolução

Tectônica Do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental. Geonomos.v 15.n.1 p.25-43, 2007.

ALMEIDA F.F.M. 1977. O Cráton do São Francisco. Revista Brasileira de Geociências. 7:

349-364.

ANDERSON, E. M. The dynamics of faulting. Edinburgh: Oliver and Boyd, 1942. 183 p.

BARBOSA, J. S. F. SABATÉ, P. MARINHO, M.M. O Cráton do São Francisco na Bahia:

uma síntese. In: Revista Brasileira de Geociências, Curitiba, v 33 (1): p. 3-6, mar, 2003.

BASTOS-LEAL, L.R.. Geocronologia U/Pb (Shrimp), 207Pb/206Pb, Rb-Sr, Sm-Nd e K-

Ar dos Terrenos Granito-Greenstone do Bloco do Gavião: Implicações para Evolução

arquena e proterozóica do Cráton do São Francisco, Brasil. 1998. 178p. Tese de

Doutoramento, Instituto de Geociências, Universidade Estado de São Paulo, 1998.

BOMFIM, L.F. & PEDREIRA, A.J., Orgs, - Programa de Levantamentos Geológicos Básicos

do Brasil. Lençóis Folha SD.24-V-A-V. Estado da Bahia. Escala 1:100.000. DNPM/CPRM,

1990. Brasília.

BRANNER,J. C.1910 b. The Tombador escarpment in the State of Bahia , Brazil. Am. J.

Scí. 30: 335-343.

BRODIE, K.; FETTE D., HARTE B. & SCHMID R. "Structural terms including fault

rock terms".Recommendations by the IUGS Subcommission on the Systematics of

Metamorphic Rock. pp. 1–14.Retrieved 2009-11-02, 2007.

73

CLOOS, H., 1928. Experimenten zur inneren Tektonic. Centralblatt fur Mineralogie und

Paleontologie B, 609.

CRUZ, P. C. S. & ALKMIM, F.F. A história de inversão do aulacógeno do Paramirim

contada pela sinclinal de Ituaçu, extremo sul da Chapada Diamantina (BA). In: Revista

Brasileira de Geociências, v. 37 (4-suplemento), p. 92-110, 2007.

CRUZ, S.P.C DIAS V. M.; ALKMIM, F. F. A interação tectônica embasamento/cobertura

em aulacógenos invertidos:um exemplo da Chapada Diamantina Ocidental. Short Papers

- III Simpósio sobre o Cráton do São Feancisco. , v. 1, p. 215-218, 2005.

CRUZ, S. C. P. A interação tectônica entre o Aulacógeno Paramirim e o Orógeno

Araçuaí-Congo. 2004. cap. 6, p. 193-234. Tese (Doutorado) – Escola de Minas,

Universidade Federal de Ouro Preto, UFOP, Ouro Preto, 2004.

DANDERFER, A. Análise estrutural descritiva e cinemática do Supergrupo Espinhaço

na Chapada Diamantina, Bahia. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências,

Universidade Federal de Ouro preto, UFOP. 119p. 1990.

DANDERFER F., A.. ALKMIM, F. F. 1991. Zonas de cisalhamento inter e intraestratais

do sistema de dobramentos e empurrões da Chapada Diamantina (BA) e papel do

acamamento no curso da deformação compressionaI. BoI., 32. Simp. Nac. Est. Tect., Rio

Claro, 158-160.

DANDERFER FILHO, A.; LAGOEIRO, L. E; ALKMIN, F. F. O Sistema de dobramentos

e empurrões da Chapada Diamantina (BA): Registro da inversão do Aulacógeno do

Espinhaço no decorrer do evento Brasiliano. In: Simpósio Sobre O Cráton Do São

Francisco, 2, Salvador, 1993. Salvador, SBG/SGM, p. 197-199. 1993.

DANDERFER F. A. & DARDENNE, M. A. Tectonoestratigrafia da Bacia Espinhaço na

porção centro-norte do Cráton do São Francisco: registro de uma evolução poliistórica

descontínua. Revista Brasileira de Geociencias, v. 4, p. 449-460, 2002.

74

DAVIS, G.H., AND REYNOLDS, S.J., 1996, Structural Geology of Rocks and Regions

(2nd Edition): New York, John Wiley and Sons, Inc., 776 p.

DOMINGUEZ, J.M.L. 1993. As coberturas do Craton do São Francisco: Uma abordagem

do ponto de vista da análise de bacias. In: DOMINGUEZ, J. M. L. & MISI, A., eds. O

Cráton do São Francisco. Salvador, SBG/SGM/CNPq, p. 137-159.

DRUCKER, D.C. 1967. Introduction To The Mechanics Of Deformable Materials.

McGraw-Hill Book Company,New York, 445 p.

DUSSIN T.M., DUSSIN I.A., ROSSI P. & CHARVET J.. Idade do Supergrupo Espinhaço:

determinação 207 Pb/206 Pb pelo método de evaporação do Pb sobre monozircões de

metavulcanitos sinsedimentares. In: Simp. Geol. de Minas Gerais, 8, Belo Horizonte, Anais,

v. 1, p.11-13, 1995.

GUIMARÃES, J. T. 1996. A Formação Bebedouro no Estado da Bahia: Faciologia,

Estratigrafia e Ambiente de Sedimentação. Dissertação de Mestrado, Instituto de

Geociências, Universidade Federal da Bahia, 155p.

GUIMARÃES, J.T. 2005. Projeto Ibitiara-Rio de Contas: Estado da Bahia. Salvador: CPRM

(Serviço Geológico do Brasil) in. Programa Recursos Minerais do Brasil. Convênio

CBPM-CPRM, 157p.

HOBBS, B.E.; MEANS, W.D. & WILLIAMS, P.F 1976. An outline of Structural Geology,

Wiley International Edition 571p.

INDA, H. A. V.; BARBOSA, J. S. F. 1978. Texto Explicativo para o Mapa Geológico do

Estado da Bahia. Escala 1: 000. 000. Salvador: SME/CPM, 1978. 237. p. il. 1 mapa.

JARDIM-DE-SÁ, E.F.; BARTELS, R.L.; BRITO-NEVES, B.B. & McReath, I. 1976.

Geocronologia e modelo tectonomagmático da Chapada Diamantina e do Espinhaço

Setentrional, Bahia. In: SBG, Congr. Bras. Geologia, 29, Anais, p. 205-227.

75

KATZ, Y., WEINBERGER, R., AYDIN, A., 2004. Geometry and kinematic evolution of

Riedel shear structures, Capitol Reef National Park, Utah. Journal of Structural Geology

26, 491e501.

LAGOEIRO, L. E. Estudo da Deformação nas Sequências Carbonáticas do Grupo Una

na Região de Irecê, Bahia, Brasil. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências,

Universidade Federal de Ouro Preto. UFOP, Ouro Preto, 106 p. 1990.

MACHADO, R; SILVA M. E. - 2009. Estruturas em rochas. In: Wilson Teixeira; Thomas

Rich Fairchild; Maria Cristina Motta de Toledo; Fabio Taioli. (Org.). Decifrando a Terra. 2

ed. São Paulo: Companhia Editora Nacional, 2009, p. 399-420.

MARTINS , A. A. M.; FILHO, E. L. A.; LOURE, H. S. C.; ARCANJO, J. B. A.;

GUIMARÃES, R. V. B. 2008. Geologia da Chapada Diamantina Ocidental (Projeto

Ibitiara -Rio de Contas). Salvador, CBPM (Série Arquivos Abertos, 31).

MISI, A. SILVA, M. G. 1996. Chapada Diamantina Oriental-Bahia: Geologia e Depósitos

Minerais. Secretaria da Indústria, Comércio e Mineração/Superintendência de Geologia e

Recursos Minerais. Salvador.

MIRANDA, E. E. de; (Coord.). Brasil em Relevo. Campinas: Embrapa Monitoramento

por Satélite, 2005. Disponível em: <http://www.relevobr.cnpm.embrapa.br>. Acesso em: 17

abril de 2011.

MONTES, A.L.S. 1977. O Contexto Estratigráfico e Sedimentológico da Formação

Bebedouro na Bahia: Um Possível Portador de Diamantes. Brasília, Unb, Depto. De

Geociências. Dissertação de Mestrado, 110p.

PASSCHIER C. W.. TROUW R. A. J.. 1996. Microtectonics. Berlin. Springer Verlag, 289p.

PEACOCK, D.C.P.; KNIPE, R.J.; SANDERSON, D.J.. Glossary of Normal Faults. Journal

Of Structural Geology, Leeds, Uk, v. 3, n. 22, p.291-305, 22 fev. 2003.

76

PEDREIRA, A.J. 1990. Chapada Diamantina Oriental, Bahia. Uma bacia tipo "foreland"

do Precambriano. In: Congresso Brasileiro De Geologia, 36, Natal, 1990. Boletim de

Resumos. Natal, Soc. Bras. Geol., p.324.

PEDREIRA, A.J. 1994. O supergrupo Espinhaço na Chapada Diamantina Centro-

Oriental, Bahia: sedimentologia, estratigrafia e tectônica. Tese de Doutoramento.

Universidade de São Paulo, USP. 125 p.

PEDREIRA, A.J.; DOSSIN, I.A.; UHLEIN, A.; DOSSIN, T.M.; GARCIA, A.J.V. 1989.

Kibaran (Mid-Proterozoic) evolution and mineralizations in Eastern Brazil. IGCP 255

Newsletter, 2:57-63.

PEDREIRA, A. J., MARGALHO, R.S.F.X. 1990. Geologia da Chapada Diamantina

Oriental, Bahia (Folha Mucugê). In: PEDREIRA, A. J. & MARGALHO, R.S. F. X.; Orgs.,

Programa de Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil. Mucugê (Folha SD. 24-V-C- II),

Estado da Bahia; Texto Explicativo. Brasília; DNPM/CPRM,p. 19-68.

PEDREIRA, A. J. 2002. Serra do Sincorá, Chapada Diamantina, BA - Beleza paisagística e

paleopláceres de diamante. In: SCHOBBENHAUS,C. CAMPOS, D.A. ; QUEIROZ, E.T.;

WINGE, M.; BERBERT-BORN, M. L.C. (Edits.) Sítios Geológicos e Paleontológicos do

Brasil. 1. ed. Brasilia: DNPM/CPRM - Comissão Brasileira de Sítios Geológicos e

Paleobiológicos (SIGEP), 2002. v. 01: 187-194.

PETIT, J. P. 1987. Criteria for the Sense of Movement on Fault Surfaces in Brittle Rocks.

Journal of Structural Geology, Montpellier cédex, France. 9:597-608.

PLUIJM B. A & MARSHAK S. 1997. Earth Structure: An Introdution to Structural

Geology and Tectonics. WCB/McGraw-Hill, Estados Unidos. 494p.

PRESS, F, SIEVER R.,GROTZINGER, J. & JORDAN, T. H., 2006. Para Entender a

Terra. Tradução Rualdo Menegat, 4 ed. – Porto Alegre: bookman, 656 p.: il.

77

PRICE.N. J. & COSGROVE. J. W. 1990. Analysis of Geological Structures. xiii + 502 pp.

Cambridge, New York, Port Chester, Melbourne, Sydney: Cambridge University Press.

RAMSAY, J. G. & HUBER, M. I. 1983. The Techniques of Modern Structural Geology. 3

Vol., Academic Press, London 806 p.

RAMSAY, J. G. 1980. Shear zone geometry: a review. Journal of Structural Geology 2,

83-99, Academic Press, London UK.

RICHARD, M.J. 1971. A Classification diagram for fold orientations. Geological Magazine,

108: 23-26.

RIEDEL, W. ZUR MECHANIK. Zentralblatt für Mineralogie, Geologie und Paläontologie.

Geologischer Brucherscheinungen, B:354–368, 1929.

ROLIM, V. K.; ALKIMIM, F. F. Geometria 3D de Falhas De Empurrão E Dobras

Associadas Como Expressões Da Morfologia Do Descolamento Basal: Resultados De

Uma Simulação Computacional. Revista Brasileira de Geociências, Ouro Preto, v. 3, n. 34,

p.295-302, 10 set. 2004.

ROWLAND, S.M.;. Structural analysis and synthesis: a laboratorial course in structural

geology. Blackwell Scientific Public., Inc. 279 p., 1994.

SANTANA R.O. 2009. Estratigrafia de Sequências de alta resolução da base da

Formação Tombador, nos arredores de Lençóis, Chapada Diamantina-BA. Monografia,

Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia. UFBA.

SANTOS, C.M Análise Estratigráfica das Formações Guiné e Tombador, Chapada

Diamantina, Bahia. 2009. Dissertação de graduação, Instituto de Geociências, Universidade

Federal da Bahia. UFBA, Salvador, 2009.

SCHOBBENHAUS, C. As tafrogêneses Superpostas Espinhaço e Santo Onofre, Estado

da Bahia: Revisão e Novas Propostas. Revista Brasileira de Geociências, v. 26, n. 4, p. 265-

276, 1996.

78

SCHOBBENHAUS, C.; KAUL, P. F. Contribuição à estratigrafia da Chapada Diamantina –

Bahia – Central. Miner.Metal, v. 53, p. 116-120, 1971.

SIBSON, R.H. 1977. "Fault rocks and fault mechanisms". Journal of the Geological

Society 133 (3): 191–213. Retrieved 2009-11-03.

SILVA, M. G.; CUNHA, J. C. 1999. Greenstone belts and equivalent volcano-sedimentary

sequences of the São Francisco Craton, Bahia, Brazil - Geology and Mineral Potential.

In: Silva, M. G. & Misi, A. (ed). Base Metal Deposits of Brasilm, SBG, Salvador, p. 92-99. .

1999.

SILVEIRA, J. S. Dinâmica de sedimentação de um mar raso antigo: formações Caboclo e

Morro do Chapéu (Proterozóico Médio), Grupo Chapada Diamantina - Estado da

Bahia. Salvador, 1991, 139 p. il. Dissertação (Mestrado), Instituto de Geociências,

Universidade Federal da Bahia..UFBA. Bahia, 1991.

SOUZA, J. D.; MELO, R. C.; KOSIN, M.; JESUS, J. D. A.; RAMOS, A. M. B.; Geologia e

Recursos Minerais do Estado da Bahia: Sistema de Informações Geográficas-SIG e

Mapas. Versão 1.1. Salvador, CPRM, 2003. 1 CD-ROM.

SUPPE, J. & MEDWEDEFF, D.A. Geometry and kinematics of fault propagation folding.

Eclogae Geologicae Helvetiae, 83:409-454, 1990.

SYLVESTER, A. G. Strike-slip faults. Geological Society of America Bulletin. n. 100, p.

1666-1703, 1988.

TCHALENKO, J.S., 1968. The evolution of kink-bands and the development of

compression textures in sheared clays. Tectonophysics 6, 159–174.

TCHALENKO, J. S. & AMBRASEYS, N. N, 1970. Structural analysis of the Dasht-e

Bayaz (Iran) earthquake fractures. Bulletin of geoogyl. Sot:. Am. 81, 41-60.

WILCOX, R. E., HARDING, T. P. & SEELY, D. R. 1973. Basic wrench tectonics. Am. Ass,

Petrolleum Geoogy. Bull. 57, 74-96.

79

ANEXO I

80

ANEXO II

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AM194

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AM184

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AM162

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AM155

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AM127

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8579

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8582

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0 1,2 2,4 3,6 4,8 6Km

PROJEÇÃO UNIVERSAL TRANSVERSA DE MERCATOROrigem da quilometragem UTM: equador e Meridiano Central 39°W.Gr.

acrescidas as constantes: 10.000km e 500km, respectivamente.Datum horizontal: SAD69

ESCALA 1:60.000®

NMNQ NG

-Oº17’28”-22º58’

A DECLINAÇÃO CRESCE 2’ ANUALMENTEFonte: Mapa magnético do Brasil em 1980.oCnpq: Observatório Nacional

Declinação magnética em 1999.0e convergência meridiana

do centro da folha

CONVENÇÕES CARTOGRÁFICAS

TrilhaDrenagemRodovias

Pontos Visitados!(

LocalidadesP

Cidade!H

MucugêPiatã

Iramaia

Andaraí

Itaetê

Lençóis

Ibicoara

Ibiquera

Boninal

Abaíra

Palmeiras

Nova Redenção

BA-142

BA-245

BA-242

BA-407

BA-148

BA-245

Área de Estudo

-41°0'

-41°0'

-41°30'

-41°30'

-12°30' -12°30'

-13°0' -13°0'

MAPA DE LOCALIZAÇÃO

-40°

-40°

-45°

-45°

-10° -10°

-15° -15°

MAPA DE SITUAÇÃO

GEO-A76 – Trabalho Final de Graduação IIAutor: Alexandre de Oliveira MoitinhoOrientador: Prof. Dr. Carlson de Matos Maia LeiteFonte: Folha Lençois (SD-24-V-A-V) (Bonfim & Pedreira, 1990)

UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIAInstituto de GeociênciasCurso de Geologia

CONVENÇÕES GEOLÓGICAS

Lineamentos Estruturais (Landsat)

Zona de Cisalhamento Dextral>

>

Zona de Cisalhamento Sinistral

?

?

Zona de Cisalhamento Rúptil‌%% %%%%y Veios de Quartzo7 Par Conjugado de Cisalhamento'# ## Falha de Empurrão

Acamamento S08- Veios En EcheloniTension Gashes|Paleocorrenteí!

Fibra de Estiramento MineralcFibra de Crescimento Mineral2

B

A

ANEXO I – MAPA GEOLÓGICO DO ENTORNODA CIDADE DE ANDARAÍ

UNIDADES LITOLÓGICASQUATERNÁRIO

MESOPROTEROZÓICO (1,0 - 1,6 Ma)

PALEOPROTEROZÓICO (1,6 - 1,7 Ga)

Depósitos Aluvionares

Formação Tombador: Metarenitos estuarinos, fluviais e eólicos e metaconglomerados polimíticos.

Formação Açuruá: Metapelitos laminados marinhos e metassiltitos deltáicos.

Formação Caboclo: Metaargilitos, Metassiltitos e Metarenitos marinhos.

Foliação (S0//S1)=Contato Inferido

Área de Estudo

-41°30'

-41°30'

-13°0' -13°0'

MAPA FISIOGRÁFICO

Mapa confeccionado com base na Folha Lençois (SD-24-V-A-V) na escala 1:100.000 (Bonfim & Pedreira, 1990) e dados de campo.

Relação de Pontos de Afloramento Visitados

Afloramento Coord. X Coord. Y Altitude(m) Litotipo Unidade Datum

AM001 239482 8583052 612 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM002 239482 8583052 612 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM003 239496 8583028 651 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM004 239570 8582978 653 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM005 239585 8583020 656 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM006 239560 8583070 675 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM007 239566 8583080 744 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM008 239629 8583214 808 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM009 239457 8583344 799 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM010 239504 8583324 790 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM011 239519 8583306 793 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM012 239580 8583276 805 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM013 239590 8583260 819 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM014 239661 8583188 819 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM015 239670 8583202 832 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM016 239746 8583180 849 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM017 239770 8583166 848 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM018 239800 8583166 867 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM019 239809 8583170 871 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM020 239819 8583178 871 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM021 239815 8583126 898 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM022 239825 8583098 922 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM023 239840 8583098 896 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM024 239888 8583058 918 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM025 239904 8583044 927 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM026 239934 8583022 932 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM027 239947 8583028 932 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM028 239973 8582980 931 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM029 239990 8582969 938 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM030 240037 8582908 949 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM031 240069 8582850 945 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM033 240112 8582790 952 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM035 240140 8582814 977 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM036 240134 8582848 982 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM037 240117 8582918 1010 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM038 240060 8583070 1042 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM039 240026 8583098 1070 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM040 240002 8583146 1081 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM041 239993 8583176 1076 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM042 239961 8583266 1082 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM043 240002 8583296 1090 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM044 240138 8583410 1051 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM045 240196 8583478 1044 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM046 240290 8583428 1044 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM047 240322 8583732 1022 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM048 240322 8583732 1022 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM049 240462 8583518 1000 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM050 240485 8583532 978 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM051 240539 8583536 967 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM052 240638 8583560 950 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM053 240771 8583500 935 Siltito Fm. Tombador SAD 69

AM054 240047 8583624 923 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM055 240912 8583722 901 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM057 241116 8583852 870 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM057 241116 8583852 870 Arenito Fm. Tombador SAD 69

Página 1

Relação de Pontos de Afloramento Visitados

AM058 241262 8583866 870 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM060 241446 8583808 867 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM061 241760 8583744 850 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM062 241829 8583728 862 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM063 242335 8583696 852 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM064 242440 8583678 857 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM066 242739 8583768 865 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM067 242935 8583896 825 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM068 243089 8583954 822 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM069 243149 8583970 818 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM070 243221 8583938 812 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM071 243310 8583876 825 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM072 243432 8583834 814 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM073 243517 8583818 823 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM074 243616 8583944 812 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM075 243719 8584018 812 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM076 243751 8584042 813 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM077 243869 8584043 792 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM078 243941 8584070 780 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM079 244005 8584064 749 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM080 244030 8584046 746 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM081 244078 8584058 737 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM082 244375 8583894 674 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM083 244855 8584042 631 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM085 245167 8584044 594 Conglomerado Fm. Tombador SAD 69

AM086 244229 8583988 696 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM086 244229 8583988 696 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM087 244215 8584002 699 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM088 244202 8584028 705 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM089 244168 8584040 708 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM090 244155 8584052 708 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM091 244128 8584072 715 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM091 244128 8584072 715 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM092 244077 8584058 725 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM093 244030 8584050 738 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM094 243915 8584066 786 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM095 243093 8584060 780 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM096 243875 8584036 788 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM097 243810 8584046 798 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM098 243743 8584024 811 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM099 243631 8583978 816 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM100 243604 8583936 815 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM101 243587 8583848 822 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM102 243590 8583812 823 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM103 239562 8583280 813 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM104 239590 8583265 819 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM105 239697 8583181 835 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM106 239716 8583189 841 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM107 239713 8583180 835 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM108 239801 8583163 866 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM109 239803 8583161 867 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM110 239800 8583166 869 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM111 239800 8583159 876 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM112 239801 8583164 879 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM113 239870 8583165 945 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

AM114 240053 8582882 936 Arenito Fm. Açuruá SAD 69

Página 2

Relação de Pontos de Afloramento Visitados

AM115 240012 8583304 1082 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM116 240126 8583390 1061 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM117 240249 8583427 1030 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM118 240275 8583421 1027 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM119 240315 8583435 1021 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM120 240476 8583532 980 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM121 240556 8583529 963 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM122 240637 8583567 947 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM123 240674 8583555 942 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM124 240735 8583507 937 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM125 240751 8583506 941 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM126 240866 8583663 910 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM127 241016 8583777 889 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM128 242844 8583782 839 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM129 242885 8583824 830 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM130 244646 8583999 657 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM131 244735 8583886 656 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM132 245046 8584148 600 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM133 245183 8584034 596 Conglomerado Fm. Tombador SAD 69

AM134 245252 8583963 577 Conglomerado Fm. Tombador SAD 69

AM135 245302 8583905 579 Conglomerado Fm. Tombador SAD 69

AM136 245370 8583872 577 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM137 245388 8583791 569 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM138 245432 8583649 566 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM139 245488 8583624 565 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM140 245639 8583438 551 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM141 245670 8583470 547 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM142 245678 8583389 544 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM143 245813 8583334 512 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM144 245871 8583466 497 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM145 245872 8583482 498 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM146 246049 8583479 451 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM147 246197 8583517 436 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM148 246476 8583262 414 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM149 246755 8583007 409 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM150 246993 8582734 402 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM151 246505 8583267 408 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM152 246509 8583234 403 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM153 246571 8583215 402 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM154 246662 8583126 405 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM155 246693 8583143 399 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM156 246987 8583608 400 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM157 247030 8583551 401 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM158 246992 8583433 403 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM159 247485 8583587 425 Siltito Fm. Caboclo SAD 69

AM160 248005 8581941 340 Siltito Fm. Caboclo SAD 69

AM161 247860 8581744 329 Arenito Fm. Caboclo SAD 69

AM162 248042 8581219 357 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM163 247879 8581006 374 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM164 247907 8580931 368 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM165 247780 8580846 382 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM166 247972 8579395 334 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM167 248195 8579289 329 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM168 248415 8579650 332 Siltito Fm. Caboclo SAD 69

AM169 247019 8581645 399 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM170 246973 8581673 348 Arenito Fm. Tombador SAD 69

Página 3

Relação de Pontos de Afloramento Visitados

AM171 246941 8581619 404 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM172 247284 8581005 406 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM173 247373 8580877 390 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM174 247732 8580396 362 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM175 247749 8580396 359 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM176 247631 8580397 369 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM177 248232 8579654 353 Arenito Fm. Caboclo SAD 69

AM178 248297 8579677 384 Siltito Fm. Caboclo SAD 69

AM179 248319 8578914 358 Siltito Fm. Caboclo SAD 69

AM180 248586 8578746 360 Lamito Fm. Caboclo SAD 69

AM181 248801 8578417 361 Arenito Fm. Caboclo SAD 69

AM182 249487 8578235 357 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM183 247046 8583111 400 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM184 247866 8579679 375 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM185 248522 8573158 731 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM187 248598 8573103 750 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM188 248663 8573174 718 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM189 248723 8573279 684 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM190 248878 8573249 707 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM191 248957 8573284 713 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM192 248868 8573585 695 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM193 248793 8573585 679 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM194 248921 8573793 704 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM195 248953 8573902 705 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM196 249134 8573985 712 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM197 249327 8574232 717 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM198 249713 8574773 676 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM199 249724 8574841 663 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM200 249752 8575037 656 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM201 249725 8575174 650 Conglomerado Fm. Tombador SAD 69

AM202 249701 8575424 613 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM203 249706 8575677 594 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM204 249663 8575774 585 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM205 249624 8575933 575 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM206 249631 8576059 568 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM207 249640 8576220 550 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM208 249397 8577108 469 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM209 249195 8577509 417 Arenito Fm. Caboclo SAD 69

AM210 249169 8577676 379 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM211 249137 8577787 364 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM212 248065 8580462 335 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM213 247930 8580418 349 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM214 249005 8573398 770 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM215 249079 8573471 790 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM216 249095 8573540 802 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM217 249105 8573380 742 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM218 249184 8573254 758 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM219 249227 8572983 796 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM220 249415 8572741 838 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM221 251421 8568612 860 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM222 251555 8567995 863 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM223 252676 8567266 854 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM224 253019 8567299 811 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM225 253004 8567431 807 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM226 253035 8567099 806 Arenito Fm. Tombador SAD 69

AM229 243387 8583863 823 Arenito Fm. Tombador SAD 69

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