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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
PRÓ-REITORIA DE PESQUISA E PÓS-GRADUAÇÃO
DEPARTAMENTO DE PESQUISA
PROGRAMA INSTITUCIONAL DE BOLSAS DE INICIAÇÃO CIENTÍFICA – PIBIC
CNPq e PIBIC UFPA
RELATÓRIO TÉCNICO - CIENTÍFICO
Período: Setembro de 2014 a Agosto de 2015
( ) PARCIAL
(x) FINAL
IDENTIFICAÇÃO DO PROJETO
Título do Projeto de Pesquisa: “Tectônica e estratigrafia do sudeste da faixa Paraguai
(MT) e suas implicações com o sistema petrolífero Araras do neoproterozóico” –
PROCAD (Programa Nacional de Cooperação Acadêmica).
Resolução CONSEP: Portaria
Nome do Orientador: Afonso César Rodrigues Nogueira – [email protected]
Titulação do Orientador: Doutor
Faculdade: Geologia
Unidade: Instituto de Geociências
Título do Plano de Trabalho: “Análise paleoambiental dos arenitos deformados da
sucessão permo-triássica da bacia do Parnaíba, região de Carolina e balsas (MA)”.
Nome do Bolsista: Leonardo Silva de Freitas – [email protected]
Matrícula: 201108540029
Tipo de Bolsa: PIBIC/UFPA
1 - INTRODUÇÃO 1.1 – Apresentação
O intervalo marcado pela deposição da sequência Neocarbonífera
Eotriassíca, que representa o Grupo Balsas é marcada por intensas mudanças
paleogeográficas e paleoclimáticas de caráter global, em parte associadas a eventos
catastróficos (Keller, 2005). As bacias intracratônicas, sobretudo a Bacia do
Parnaíba guardam registros desses eventos na porção norte do Brasil, onde foram
identificadas excelentes exposições que possibilitam um melhor entendimento da
história sedimentar - deposicional do Permo- Triássico, onde já é conhecido que
ambientes costeiros-plataformais do início do Permiano, foram transformados em
extensos desertos, oriundo do processo de continentalização do supercontinente
Pangéia. (Goés & Feijó, 1994; Vaz et al ., 2007 e Abrantes Jr, 2013). O
conhecimento sedimentar e estratigráfico da Bacia do Parnaíba vem sido
constantemente revisado nos últimos anos, impulsionado pelas grandes empresas
petrolíferas. Haja vista que a Bacia do Parnaíba apresenta grande potencialidade
para acumulação de hidrocarbonetos. Além disso, inúmeros trabalhos de
mapeamento geológico em escala de maior detalhe têm possibilitado cada vez mais
desvendar particularidades da história sedimentar da Bacia. Esta pesquisa busca o
entendimento mais detalhado da sucessão sedimentar, com ênfase nas estruturas
deformacionais, inserida no limite Permiano-Triássico da Bacia do Parnaíba, que é
representada pela zona de contato entre as Formações Motuca e Sambaíba,
pertencentes ao Grupo Balsas.
1.2- Localização e acesso
A área de estudo ocorre situada na folha SB 23, nas regiões nordeste e
sudoeste dos estados do Tocantins e Maranhão respectivamente (figura 1). As
principais cidades em que a região de estudo, encontra-se inserida são Filadélfia
(TO), Carolina (MA), Balsas (MA), São Raimundo das Mangabeiras (MA) e
Sambaíba (MA). As principais vias de acesso à região estudada são a rodovia TO –
010 (Filadélfia-Wanderlândia-Babaçulândia) e a BR-230. Além dessas, existem
estradas vicinais trafegáveis que conduzem a pequenos povoados e vilas da região.
Figura 01: Mapa de localização da área de estudo, com as unidades litoestratigráficas e os pontos estudados (Modificado de Jr Abrantes, 2013).
2- JUSTIFICATIVA
A grande importância atribuída a esse estudo deve-se, entre outras coisas,
aos poucos trabalhos envolvendo a sucessão permo-triássica da Bacia do Parnaíba.
As interpretações estratigráficas e paleoambientais prévias para este limite
permiano/triássico nas regiões de Filadéfia (TO), Carolina e Loreto (MA)
demonstraram a presença de depósitos lacustres rasos/mudflats e de saline pans-
topo da Formação Motuca e de lençol de areia e campo de dunas-base da formação
Sambaíba na porção centro-oeste de Bacia do Parnaíba (Abrantes Jr, 2013). Na
zona de contato entre estas duas formações ocorrem intervalos deformados
lateralmente contínuos por centenas de quilômetros. São representados por pelitos
com camadas contorcidas e brechadas (Formação Motuca) e arenitos apresentando
falhas/microfalhas sinsedimentares, laminação convoluta e diques de injeção
preenchidos por argilitos (Formação Sambaíba), interpretados como sismitos
induzidos por terremotos de alta magnitude (>8 na escala Ritcher). Embora o
paleoambiente desta sucessão tenha sido discutido, os níveis deformados não foram
estudados e tratados adequaldamente, de tal maneira que, propiciassem um melhor
entendimento paleoambiental dos depósitos. Este trabalho fornece a oportunidade
de se obter um melhor entendimento paleogeográfico e paleoambiental da região,
além de informações mais detalhadas dos eventos deformacionais decorridos na
passagem Permiano-Triássico.
3- OBJETIVO
Dentre os objetivos a serem alcançados durante o desenvolvimento deste
plano de trabalho destacam-se:
1-Caracterização das estruturas deformacionais dos arenitos da zona de contato das
formações Motuca e Sambaíba;
2- Reconstituição Paleoambiental;
3- Definição dos eventos deposicionais.
4- CONTEXTO GEOLÓGICO
A bacia do Parnaíba é do tipo intracratônica ocupa em torno de metade da
província em sua parte centro-sul (figura 2). Ela foi instalada sobre os riftes
cambroordovicianos de jaibaras, jaguarapi, Cococi/Rio Jucá, São Julião e São
Raimundo Nonato (Brito Neves, 1998). De maneira estratigráfica a Bacia do
Parnaíba compreende as supersequências Siluriana (Grupo Serra Grande),
Devoniana (Grupo Canidé) e Carbonífero-triássica (Grupo Balsas) (Góes e Feijó.,
1994). A Bacia do Parnaíba, geograficamente, abrange os estados do Piauí e
Maranhão e uma parte extensa dos estados do Pará, Tocantins e Ceará.
Litologicamente é representada por rochas originadas ou retrabalhadas no Ciclo
Brasiliano do Cinturão Araguaia-Tocantins, da faixa Gurupi, dos crátons Amazônico
e São Francisco e da Província Borborema (Cunha, 1986). Têm seus limites na
porção setentrional definidos pelo Arco Ferrer-Urbano Santos; a leste, pela falha de
Tauá; a sudeste, pelo lineamento Senador Pompeu; a oeste, pelo Lineamento
Tocantins-Araguaia; e,a noroeste, pelo Arco Tocantins (Goes, 1995). A Bacia do
Parnaíba tem sua origem atribuída a um megassistema de fraturas e posterior
sedimentação durante o estágio de estabilização da Plataforma Sul- Americana
(Almeida e Carneiro, 2004). Segundo Vaz et al (2007) esse conjunto de fraturas
esteve relacionado com uma grande subsidência crustal de um antigo cratôn, que se
desenvolveu no final da orogenia Brasiliana e se estendeu até a orogenia
Caledoniana (Siluriano-Devoniano). A sedimentação da bacia depois desse
processo de estabilização da plataforma Sul-Americana foi interpretada, como sendo
resultado da deposição de três grandes sequências deposicionais limitadas por.
Discordâncias regionais, representadas pelos grupos Serra Grande (Ordoviciano-
Devoniano Inferior), Canindé (Devoniano Superior-Carbonífero Inferior) e Balsas
(Carbonífero Superior-Triássico Inferior). O Grupo Balsas marca mudanças
estruturais e ambientais profundas na bacia. Seus principais eixos deposicionais,
antes controlados por expressivas zonas de fraquesas de direção nordeste e
noroeste, deslocaram-se em direção ao centro da bacia e aos mares abertos com
ampla circulação e clima temperado passaram para mares de circulação restrita e
clima quente dando início ao processo de desertificação (Caputo, 1984). Esta
grande sequência deposicional representada pelo Grupo Balsas, é formado
litoestratigraficamente pela Formação Piauí, Pedra de Fogo, Motuca e Sambaíba.
Esta sequência representa um ciclo transgressivo regressivo, em condições de mar
raso, caracterizando uma sedimentação controlada por condições de extrema aridez,
responsáveis pela deposição de evaporitos e posterior implantação de um ambiente
desértico (Vaz et al., 2007).
A Formação Sambaíba foi definida primeiramente por Plummer et al. (1948).
Essa unidade é representada por arenito com estratificações planares e cruzadas de
grande porte (Aguiar, 1971). Esses arenitos apresentando estratificação cruzada de
grande porte, contendo feições característica de sedimentos eólicos, demonstram
um sistema desértico, com contribuição fluvial (Vaz et al., 2007). O contato superior
da Formação Sambaíba ocorre com os derrames básicos do Eojurássico da
Formação Mosquito (Góes e Feijó, 1994).
Figura 2: Mapa geotectônico da Província Parnaíba, mostrando a disposição da bacia (Modificado de
Góes, 1995).
5 – MATERIAIS E MÉTODOS
A primeira etapa deste trabalho consistiu em um levantamento bibliográfico
nacional referente à geologia da Bacia do Parnaíba, ao Grupo Balsas e às
respectivas unidades do limite permo-triássico, sobretudo as unidades Motuca e
Sambaíba. Artigos internacionais foram utilizados para ajuda no entendimento
paleoambiental da área de estudo e descrição e caracterização das estruturas
deformacionais, principal objetivo do trabalho. A atividade de campo consistiu no
reconhecimento e descrição de litofácies em afloramento (análise de fácies), com
coleta sistemática de amostras na região de Carolina-MA(Serra da mutamba) e nos
arredores do município de São Raimundo das Mangabeiras, próximo a BR-230.
5.1 ANÁLISE DE FÁCIES
Tendo como base as técnicas de modelamento de fácies de Walker (1984),
Walker & James (1992), desenvolveu-se um estudo de análise de fácies nos perfis
da Serra da Mutamba (Perfil 1 e 2) e nos perfis de São Raimundo das Mangabeiras
(Perfil 3 e 4), levando em consideração os seguintes aspectos (Figura 3).
i) A individualização e descrição de fácies, com o objetivo de caracterizar
composição, geometria, texturas, estruturas sedimentares, conteúdo fossilífero e
padrões de paleocorrente;
ii) Entendimento dos processos sedimentares, revelando como foi a gênese da
litofácies;
iii) A associação de fácies, que agrupa fácies contemporâneas e cogenéticas, com
diferentes padrões de empilhamento e geometria que refletem os diferentes
ambientes e sistemas deposicionais.
Em conjunto com a análise de fácies foram elaborados perfis colunares e
seções dos afloramentos estudados.
Figura 3: Modelo esquemático das etapas para a realização da análise de fácies (Fonte: Abrantes,
2011).
6- FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
6.1 SISTEMA DESÉRTICO 6.1.1 Ambiente eólico
Diversos autores descrevem o sistema eólico (Davis, Jr. 1983; Ahlbrandt &
Fryberger 1982; Reineck & Singh 1980; Galloway & Hobday 1996; Brookfield 1992;
Nickling 1994; Kocurek 1996), considerando-o como áreas áridas com pouca
precipitação e limitadas por grandes cadeias de montanhas, onde a vegetação se
desenvolve de maneira restrita ou não existe; até mesmo regiões polares são
consideradas desertos gelados (Reineck & Singh 1980).Entretanto, o sistema eólico.
está mais ligado à designação de deserto, como região de mudanças bruscas de
temperaturas, desenvolvidas em latitudes de até 30 graus.
O sistema eólico pode ser entendido a partir de seu modo de transporte. Em
ambiente desértico os sedimentos podem ser transportados por arrasto/tração,
saltação e suspensão. Movimento de arrasto ou tração ocorre em sedimentos de
granulometria de até 2 mm (areia muito grossa), enquanto que sedimentos com até
1 mm (areia grossa) movem se por saltação. Sedimentos de granulometria
silteargilosa são transportados por suspensão eólica (Reineck & Singh 1980,
Galloway & Hobday 1996).
As areias eólicas do presente, em sua grande maioria, compreendem
desertos e dunas costeiras. Os depósitos em desertos são em geral muito extensos.
As condições climáticas áridas e semi-áridas afetam cerca de 1/3 da superfície atual
da terra. Em termos de ambiente de sedimentação eólico, eles podem compreender:
1) depósitos de hamada; 2) depósitos de serir; 3) lago de deserto e depósitos de
sabkha; 4) depósitos de wadi; 5) depósitos de poeira ou loess; e 6) depósitos de
areias eólicas (Reineck & Singh 1980; Kocurek, 1996).
6.1.1.1 Depósito de Hamada
São terrenos rochosos em deserto, caracterizados por áreas elevadas e
planas, que são cobertas por cascalhos e seixos. Os sedimentos são angulares,
pouco retrabalhados. Formam depósitos levemente inclinados quando em contato
com obstáculo rochoso. A área de hamada é intensamente submetida à erosão e
seus depósitos são pouco preservados. Caracterizam-se por apresentar verniz de
deserto e ventifactos (Reineck & Singh 1980, Kocurek, 1996).
6.1.1.2 Depósitos de Serir
São áreas rochosas, apresentando substrato de lag de deflação (áreas de
interduna) subhorizontalizado, constituído por sedimentos grossos, cascalho e
seixos. O depósito de serir apresenta esta configuração pela grande remoção de
sedimentos mais finos pela atividade eólica, deixando materiais que não podem ser
transportados por suspensão ou saltação. Geralmente, a espessura desses
depósitos alcança poucos centímetros, representado por camadas plano-paralelas
com grande extensão lateral, bem como camadas inclinadas associado à ondulas
eólicas (wind granule ripples) (Reineck & Singh 1980).
6.1.1.3 Depósitos de lago e depósitos de sabkha interiores
Lago de desertos são depósitos originados de bacias de drenagem interna de
desertos, onde o fluxo aquoso migra para a sua parte central. Caracterizam-se por
serem áreas levemente rebaixadas geradas por processos de deflação ou atividade
tectônica (Reineck & Singh 1980). Neste ambiente, as águas acumulam-se formando
lagos rasos, secos na maior parte do ano. Os depósitos de lago de deserto
apresentam sedimentos transportados por processos trativos e de suspensão,
dependendo da velocidade dos rios de desertos (wadi). Siltes e argilas são
principalmente depositados e apresentam gradação normal. Durante os períodos
secos, podem formar gretas de ressecação e curl up. Gipsita e halita estão
associados a estes depósitos. Também podem estar relacionados à exsudação de
águas subterrâneas e nestes casos, os processos trativos são muito tênues,
originando panelas salinas. Entretanto, se estas áreas são alagadas e estas águas
ao secar deixam sedimentos incrustados de sal, são denominados de sabkha,
constituídas por crostas salinas, camadas e cristais de gipsita. Em períodos secos,
os sais são fraturados e levados pelo vento e alguns destes sais são dissolvidos
pelas águas fluviais, pluviais ou mesmo águas superficiais, enquanto outra parte é
recristalizada dentro de camadas de lama. Os acamamentos são horizontalizados a
levemente ondulados. Ondulas de adesão (adhesion ripples) e ôndulas eólicas (wind
ripples) são atribuídas à lago de deserto e sabkha, respectivamente (Davis Jr. 1983;
Ahlbrandt & Fryberger 1982; Reineck & Singh 1980;Galloway & Hobday 1996;
Brookfield 1992).
6.1.1.4 Depósitos de Wadi
Wadi são rios efêmeros em ambiente desértico. São gerados pela atividade
fluvial esporádica e abrupta e pela baixa razão água/sedimento, ocasionando a
deposição muito rápida, pela perda súbita de velocidade e absorção subterrânea da
água. Este processo fluvial em ambiente desértico é denominado de flash flood.
Apresenta acamamento cruzado, plano-paralelo, megamarcas e pequenas ondulas
eólicas. A presença de argila ou camadas de lama no topo das seqüências
eventualmente pode formar gretas ou mesmo impressões de chuva, que são
considerados como indicativo de wadi. A alternância de sedimentos eólicos e
subaquosos marcam claramente este depósito (Reineck & Singh 1980, Ahlbrandt &
Fryberger 1982, Galloway & Hobday 1996).
6.1.1.5 Depósitos de poeiras e loess
São depósitos de silte e argila, oriundos de desertos e mantidos em
suspensão por longo período de tempo e levados pelo vento a grandes distâncias.
Caracterizam-se pelo aspecto maciço, com eventuais laminações, podem alcançar
espessuras de até 50 metros, também apresentam alta porosidade e geralmente
intercalam-se a sedimentos fluviais, lacustres e glaciais (Reineck & Singh 1980).
6.1.1.6 Depósitos de areias eólicas
São representados por dois grandes tipos de depósitos os lençóis de areia e
dunas.
Os lençóis de areia se configuram, como sendo áreas amplas de deserto de
aspecto tabular. Podem ser considerados como sendo a materialização de uma zona
de alimentação ou de passagem de areia “bypassing zone” (Fryberger et al, 1983).
Ocorrem em regiões marginais de campo de dunas, eventualmente podem
apresentar dunas de pequeno porte. As principais estruturas são: estratificação
cruzada de baixo ângulo, estruturas cut-and-fill, depósitos de queda de grão, lâminas
com gradação inversa. Sedimentos eólicos e não-eólicos são atribuídos aos
depósitos de lençóis de areia (Galloway & Hobday 1996; Reineck & Singh 1980).
As dunas para Bloom (1978) são “obstruções deformáveis” pelo fluxo de
vento e que estão livres para mover-se e que não dependem de obstáculos fixos
para manter-se. Outros autores relacionam a evolução de dunas a depressões
topográficas e ocorrência de vegetação (Hesp 1981; Mckee 1982).
6.2 DEFORMAÇÃO SINSEDIMENTAR (SOLF-SEDIMENT DEFORMATION)
As estruturas de deformações de sedimentos formados durante ou logo após
a deposição tem sido cadê vez mais relatados ao longo do tempo (Johnson,
1977;Gama & Dott, 1980 ). Essas estruturas tem seu processo de formação
atribuída à mudanças de pressão do poro associada com fluidificação e liquefação
(Allen, 1982; Owen, 1987). Estes mecanismos podem ser induzidos por
instabilidades hidrodinâmicas em sedimentos (causados pela compactação ou
outros quaisquer processos gravitacionais ocorrente no ambiente deposicional)
(Owen, 1987; Blanc et al., 1998). No entanto, deformação generalizada em camada
sedimentar horizontal vem sido frequentemente associada a pressão de poros (build-
up) durante o desenvolvimento de terremotos (Allen, 1975; Mohindra & Bagati; Blanc
et al., 1998).A caracterização dessas estruturas, que tem sua gênese associada a
ábalos sísmicos é ainda bastante problemática, principalmente por causa de suas
semelhanças com muitas outras estruturas de deformação (Minoura et al., 1996).
6.2.1 Mecanismo de deformação
Aqui nesse texto vamos assumir apenas as estruturas formadas em rocha
não consolidada ou semi-consolidada, geralmente com o sedimento ainda saturado
em água ocorre uma força de condução adequada (afundamento gravitacional,
estresse de cisalhamento por arraste de corrente). Esta força reduz aumentando a
pressão sobre o sedimento ocasionando fluidificação e liquefação dando origem a
uma grande variedade de estruturas de deformação (Blatt et al, 1980; Owen, 1987).
Para Nichols (1995) esses processos dificilmente agem de maneira isolada, mas sim
em conjunto durante a deformação.
7- RESULTADOS
7.1 ANÁLISE DE FÁCIES
A sucessão sedimentar estudada da zona de contato entre as formações
Motuca e Sambaíba ocorre em afloramentos lateralmente contínuos, em cortes de
estrada, situados às margens da rodovia federal BR-230 na região de Carolina – MA
e São Raimundo das Mangabeiras, rodovia estadual MA-374 na região de Loreto –
MA e rodovia estadual TO-010 na região de babaçulândia/Wanderlândia (figura 1).
Os perfis descritos apresentam expressivos níveis deformados e possuem
espessuras que variam de 6m a 11m (figura 4). Porém, os depósitos da Formação
Sambaíba alcançam até 400m nas mesetas identificadas na área (Jr Abrantes,
2013). Em campo foram identificadas 4 fácies sedimentares, reunidas em 2
associações de fácies, relacionada a um grande sistema desértico (tabela 01).
Figura 4: Perfis estratigráficos descritos na área de estudo.
Fm Fácies Descrição Processos Associação
de fácies
SIST
EMA
DES
ÉRTI
CO
SAM
BA
ÍBA
Arenito com estratificação
cruzada de médio porte (Acz)
Arenito médio de coloração vermelho alaranjada com
estratificação cruzada de médio porte. Os sets possuem espessuras
que variam de 0,5 a 2,5 m e migração preferencial para NW-SE. Os
grãos são bem selecionados, bimodais, bem arredondados com alta
esfericidade. Estruturas de grainfall, grainflow e superfícies de
reativação são observadas comumente.
Migração de formas de leito eólicas para NW - SE.
CA
MP
O D
E D
UN
AS
(AF2
)
Arenito com estratificação plano
paralela (App)
Arenito de granulometria média e coloração vermelho
alaranjada, com camadas decimétricas a métricas e estratificação
plano-paralela.
Migração de formas de leito planas a levemente onduladas (windripples) relacionada a alta
velocidade do vento.
Arenito médio deformado (Ad)
Arenito médio a grosso de coloração vermelho alaranjada,
com camadas decimétricas a métricas e estratificação cruzada de
médio porte, apresentando intensa deformação. Essa deformação
se apresenta de duas maneiras. A deformação 1(Df 1): Exibir uma
grande dobra, medindo em torno de 3m de altura de um franco ao
outro, em que o seu interior são identificado diversas dobras
menores. A deformação 2 (Df 2): É marcada pela a presença de
porções onduladas associadas na sua grande maioria com a
presença de fraturas com atitude preferencial de 220° Az.
Migração de formas de leitos eólicas, associada com
deformação sinsedimentar .
LEN
ÇO
L D
E A
REI
A (
AF1
)
Arenito mosqueado com
falhas e microfalhas (Af)
Arenito de granulometria fina e coloração creme
esbranquiçado, apresentando falhas e microfalhas. As
falhas/microfalhas exibir planos de baixo e alto ângulo, crenulados,
com deslocamentos subhorizontais e oblíquos com mergulho
preferencial para NW-SE e W-E. Os espaços entre os planos são
comumente preenchidos por material argiloso.
Colapso de pacotes úmidos de areia próximo ou no ambiente subaquoso com processos de
liquefação e injeção de argila em espaços gerados durante o
deslocamento dos planos de falha.
Tabela 01: Quadro mostrando as diferentes fácies encontradas em campo, com seus respectivos processos de formação.
7.1.1 Associação de fácies - Lençol de areia (AF1)
A AF1 é formada pelas fácies arenito mosqueado com falhas e microfalhas
(Af) e arenito médio deformado. Esta associação representa a base da Formação
Sambaíba, compreendendo uma sucessão de até 6m de espessura e lateralmente
contínua por pelo menos 200 km (Jr Abrantes, 2013), nos perfis descritos essa
sucessão apresenta de 2 a 4m de espessura. A fácies arenito médio deformado (Ad)
é observada em três dos quatros perfis descritos variando de 0,5 a 4m de espessura
(Figura 5). Esta fácies apresenta dois tipos de deformação, uma mais proeminente
representada por grandes dobras e convoluções e outra formada por camadas
onduladas e pequenas dobras associadas com fraturas com atitude preferencial de
220 °Az. A fácies arenito fino mosqueado com falhas e microfalhas demonstra
planos de baixo a alto ângulo, com deslocamentos subhorizontais e oblíquos com
direção preferencial para NE- SW e E-W. Em alguns planos de falhas é notado a
presença de preenchimento argiloso (figura 6).
Figura 5: A imagem mostra na Serra da Mutamba, os dois tipos de deformação de caráter dúctil
identificado na fácies arenito médio deformado (Ad). A) Porção formada por grande dobra com cerca
de 2,5 m de altura. B) Porção com pequenas dobras e convoluções, associada com fraturas.
Figura 6:A) Imagem mostrando a fácies arenito mosqueado com falhas e microfalhas (Af), com
direções NE-SW. B) Desenho em linha mostrando a disposição das microfalhas.
7.1.2 Associação de fácies – Campo de dunas (AF2)
Esta associação AF2 é representada pelas litofácies arenito com
estratificação cruzada de médio porte (Acz) e arenito com estratificação plano-
paralela, que representa grande parte dos perfis descritos. A fácies (Acz) que é
formada por estratos cruzados, com sets variando em espessura de 0,5 a 2,5 metros
e paleocorrente variando de 280 a 330° Az (figura 7). Estes depósitos configuram as
dunas, relacionadas a zonas de intensa deflação de uma planície marginal, com
similaridade geométrica com aquelas descritas por Kocurek e Dott Jr. (1981). Os
estratos planares, representado pela fácies com arenito com estratificação plano-
paralela (App) apresentam espessura de 0,4 a 1m (figura 8). Estes depósitos
configuram ambiente de interdunas e têm sua gênese em regiões localizadas entre
as dunas, onde os sedimentos são saturados em água devido ao lençol freático
permanecer próximo a superfície.
Figura 7: Imagem mostrando o arenito de coloração vermelho alaranjado com estratificação cruzada
de médio porte (Acz).
Figura 8: A) Contato das fácies arenito com estratificação cruzada de médio porte (Acz) com a fácies
arenito com estratificação plano paralela (App). B) Detalhe mostrando os estratos planares da fácies
(App).
7.2 ANÁLISE DAS ESTRUTURAS DE DEFORMAÇÃO
7.1 Caracterização e descrição das estruturas deformacionais
Os depósitos da área de estudo apresentam vários tipos de estruturas de
deformação suaves em sedimentos semelhantes às relatadas por Lowe (1975), bem
como muitas outras formas complicadas. A aplicação de um sistema de classificação
adequado para estas estruturas é difícil por causa das geometrias complexas e
processos responsáveis pela sua gênese. Seguindo as sugestões de Lowe (1975),
as estruturas individuais na área de estudo foram agrupadas em duas categorias
morfológicas distintas (Figura 9): contorcidas e estruturas frágeis. Uma descrição
detalhada de cada uma destas categorias é fornecida abaixo.
Figura 9: Resumo das estruturas de deformação soft-sediment observada na Formação Sambaíba na
área de estudo (Modificado de Rossetti, 1999).
7.1.1 Estruturas contorcidas
Estruturas contorcidas é um termo geral usado para todos os tipos de
estruturas com características que apresentam diferentes graus de “amarrotamento”
ou dobragem complicada das lâminas no interior de um leito de areia (Brenchley &
Newall, 1977). Este tipo de estruturas de deformação plástica são as mais comuns
observadas na área de estudo. Foi possível definir vários tipos de estruturas
contorcidas de acordo com a sua morfologia: dobras convolutas, estrutura de bola e
travesseiro, caminhos côncavos com laminação consolidada,
estratificação/laminação convoluta irregular e estratificação cruzada recumbente.
7.1.1.1 Dobras convolutas (Dc)
Esta estrutura é definida como sendo uma estratificação distorcida de formas
côncavas alternadas dispostas lateralmente, com morfologias convexa para cima,
produzindo na maioria das vezes um padrão complexo de sinclinal e anticlinal geral.
Características similares foram descritas na literatura (Por exemplo, Visher &
Cunningham, 1981 e Mills, 1983). Na área de estudo, (figura 10), as dobras
individuais são de 0à 0,4 m de altura e 0 à 0,5 m de largura. A deformação torna-se
difusa para baixo e ocorre em camadas quase homogêneas em composição e
texturas similares.
7.1.1.2 Caminhos côncavos com laminação consolidada (Cl)
Caminhos côncavos com consolidação de laminação consistem em estruturas
alongadas, côncavo-ascendentes de 1 a 5 m de comprimento e menos de 1m de
diâmetro cujas bordas são marcadas por lâminas de coloração escura formada por
concentrações de argila e outros grãos mais finos do que os sedimentos médios (isto
consiste em laminação de consolidação, cf. Lowe, 1975). Esta estrutura é observada
em algumas porções do intervalo deformado, formando uma série de camadas
dobradas que seguem de perto a forma côncava dos sinclinais (figura 11).
7.1.1.3 Estruturas de bola e travesseiro ( structure Ball and pillow) (Bt)
Estruturas de esfera e de almofadas que são caracterizadas por corpos de
areia, com morfologia sinclinal ou de bola concêntrica, em que os sedimentos dentro
e no em torno das estruturas possui areia de mesma composição e granulação fina.
Ocorre sinclinais individuais e são geralmente simétricos e variam de 0 a 1,2m de
largura e 0 a 1m de altura (figuras 11 e 12). Bolas de areia concêntricas são
estruturas arredondadas, que perderam completamente a sua continuidade com as
camadas superiores e internamente exibir lâminas simples, concêntricas, muitas
vezes com um núcleo maciço interior. Estruturas similares a “bola e travesseiro” têm
sido descrito extensivamente na literatura (por exemplo, Mills, 1983; Allen, 1986 e
Moretti et al., 1995).
7.1.1.4 Estratificação cruzada recumbente
A estratificação cruzada recumbente é comumente associada com
estratificação convoluta irregular. Esta estrutura (figura 13) se assemelha a
estratificação cruzada deformada de tipos b e c de Allen & Banks (1972) e é
composta por conjuntos de cruzadas com estratificação interna virada, que faz
dobras reclinadas, com planos axiais horizontais ou ligeiramente inclinados. O grau
de deformação torna-se menos pronunciado lateralmente, com as dobras
progressivamente menores em amplitude.
7.1.1.5 Estratificação convoluta irregular (Eci)
Este tipo de estrutura é caracterizada por ser uma estratificação distorcida, o
qual é distribuída de maneira caótica ou exibe dobras com morfologias e tamanhos
irregulares (figura 10 e 11). Esta estrutura ocorre na área de estudo em arenitos
finos e bimodais e está associada a qualquer uma das estruturas descritas acima.
Figura 10: A) Imagem mostrando o intervalo deformado, separados por camadas não deformadas de
textura similar. B) Desenho em linha mostrando a disposição das estruturas deformacionais, onde foi
identificado pequenas dobras convolutas (Dc), estratificação convoluta irregular (Eci) e caminhos
côncavos com laminação consolidada.
Figura 11: A) imagem mostrando dois tipos de deformações identificadas na área de estudo. As
estruturas de bola e travesseiro (Bt) e estratificação convoluta irregular (Eci). B) Diagrama em linha
mostrando a disposição das estruturas deformacionais.
Figura 12: Imagem mostrando uma porção do afloramento da serra da mutamba, com uma estrutura
de bola e travesseiro bem proeminente no centro da figura associada com um conjunto de fraturas. B)
Detalhamento de uma dobra recumbente com o plano axial ligeiramente inclinado.
7.1.2 Estruturas Quebradiças
7.1.2.1 Falhas e fraturas
Estas estruturas são bem desenvolvidas em grande parte dos intervalos deformados
sobretudo na fácies arenito mosqueado com falhas e microfalhas (Af). As estruturas
quebradiças consistem de numerosas fraturas irregulares ramificadas e falhas de gravidade
com deslocamentos de alguns centímetros com direção preferencial NW-SE (Figura 13).
Figura 13:A) Imagem, mostrando a fácies arenito mosqueado com falhas e microfalhas,
demonstrando como as fraturas e falhas se apresentam na área de estudo. B)Diagrama em linha
mostrando em detalhe a disposição das microfalhas.
7.2 Mecanismo de deformação
Estruturas de deformação, tais como aquelas descutida neste trabalho para
depósitos não consolidados ou semi-consolidados, ocorre geralmente enquanto o
sedimento está saturado em água (por exemplo Lowe, 1975; Mills, 1983). Sob a
aplicação de uma força de condução adequada (por exemplo, gradiente de
densidade inversa, afundamento gravitacional, o stress de camada de cisalhamento
por correntes de arrasto), a força do sedimento será substancialmente reduzida por
fluidização ou liquefação, produzindo uma variedade de estruturas de deformação
(Owen, 1987).Em vez de isoladamente, vários processos podem atuar em conjunto
durante a deformação (Nichols, 1995). Uma análise detalhada das estruturas de
deformação suave em sedimentos na Formação Sambaíba revelou que um, ou uma
combinação, destes processos provocou uma ruptura ou destruição completa da
laminação existente e a geração de estruturas completamente novas. Uma série de
possíveis explicações existem para explicar a gênese das estruturas de deformação
observada na área de estudo. Lâminas contorcidas semelhantes as descritas neste
estudo têm sido atribuídas a diferentes processos hidráulicos relacionados ao fluxo
de movimento durante a sedimentação: (1) súbito afluxo de águas carregadas de
sedimentos ao longo dos slipfaces, onde as camadas cruzadas avançam resultado
da gravidade (por exemplo McKee et al, 1971).; (2) desenvolvimento de um
diferencial de pressão Bernoulli-tipo, com a diminuição da pressão sobre cristas de
oscilação e aumento da pressão, promovendo a normal contorção e geração das
ondulações (Kuenen de 1953); e (3) Camada de corte produzida por arrasto de uma
massa de líquido rico em sedimentos que fluir sobre areias saturadas em água (por
exemplo, Middleton, 1996).
A associação de estruturas bola-e-travesseiro e dobras convolutas nos
depósitos deformados da Formação Sambaíba sugerem, no entanto, que inverter o
carregamento de densidade poderia ter sido um importante processo de
deformação. Essas estruturas assemelham-se a dobras convolutas e estrutura de
esfera e travesseiro descritos na literatura, que são formas extremamente complexas
de carga produzidas quando uma camada de alta densidade sobrepõe-se a uma
camada de baixa densidade (Visher Cunningham, 1981; Mills, 1983). Processos
tixotrópico ou liquefação reduz a resistência ao cisalhamento e promover o colapso
gravitacional de camadas e a sobrecarga da camada mais densa provoca a
ascensão de camadas menos densas. Apesar do carregamento de densidade
reversa ser comumente promovida pela rápida deposição de areia sobre lamas com
alto teor de água (por exemplo Visher & Cunningham, 1981). A falta de camadas de
lama subjacentes às camadas de arenito contorcido da Formação Sambaíba impede
falhas tixotropicas das argilas como mecanismo de indução da deformação. Na
ausência de lama, a perda da capacidade de carga no interior do corpo de areia
pode está associada a liquefação parcial/ fluidização e pode gerar contrastes de
densidade de maneira gravitacional entre os sedimentos mais fluidizados e os
menos fluidizados, resultando no desenvolvimento de estruturas retorcidas ( Nichols
et al, 1994; Owen, 1996). Os sedimentos com composição e textura semelhantes
podem apresentar diferentes graus de compactação em função do diferencial de
liquefação/ fluidização (Lowe, 1975). As razões pelas quais a fluidificação
homegênea ou liquefação se desenvolver dentro de depósitos de areia ainda não é
bem conhecida, mas pode ser explicada pela superposição de diferentes estilos e
tamanhos de formas onduladas ou sets cruzados (Anketell et al., 1970). Assim, as
dobras convolutas provavelmente foram formadas quando os sedimentos estavam
menos liquefeito, portanto, os sedimentos mais compactados afundaram para
substituir a areia subjacente removida por fluidificação. Como a deformação tornou-
se mais pronunciada, estruturas de bola e almofadas foram formadas. De maneira
mais caótica, provavelmente mais intensa, a deformação ocorreu em áreas menos
compactadas e mais liquefeitas em sedimentos menos viscosos, dando origem a
estruturas do tipo dobras convoluta irregular. As enormes camadas associadas
provavelmente representam áreas com o menor grau de compactação de
sedimentos. Essas áreas sofreram liquefação em maior escala e fluidificação se
comparados a sedimentos mais compactados. Essas camadas que se sobrepõem,
que foram dobradas plasticamente resistiram a deformação causada pelo aumento
de pressão do fluido dos poros.
Os caminhos côncavos com laminação consolidada são atribuídos a
fluidificação de sedimentos causados pela injeção forçada de água rapidamente ao
longo de camadas que afundam com geometria sinclinal. A laminação consolidada
ao longo das camadas que afundaram se desenvolvem ao longo das bordas e é
atribuída a segregação de tamanhos de grãos mais finos transportados a partir das
camadas côncavas com as laminas consolidadas no sedimento circundante devido
ao escape da água intersticial (Lowe, 1975).
Apesar da importância da compactação diferencial e da liquefação na gênese
das camadas contorcidas da Formação Sambaíba, além disso, o arrasto de maneira
adicional pode ter contribuído para produzir as camadas com estratificação cruzada
dobrada recumbente. As experiências laboratoriais demonstraram que uma corrente
aquosa que fluir ao longo de um sedimento liquefeito fornece tensão de
cisalhamento suficiente para produzir estruturas de deformação suave do tipo
estratificação cruzada dobrada recumbente (Owen, 1996). A presença dessas
estruturas na área de estudo sugere liquefação perto do sedimento, mas ou menos
na interface da água.
As falhas e fraturas são tipos de deformação frágeis que ocorrem no
momento ou logo após a deposição e como revelado possui uma estreita associação
com as outras estruturas de deformação soft-sediment discutidas neste trabalho. As
estruturas frágeis/quebradiças são atribuídas para áreas localizadas dentro dos
depósitos com um maior grau de compactação e, portanto, com condições mais sub-
saturada do que as áreas menos compactadas, saturadas com a deformação de
caráter dúctil.Isto tudo associado com a pressão nos poros da rocha.Dependendo do
valor da pressão dos poros, uma gama de características estruturais (dobras, falhas
e fraturas) podem ser produzida em todo o espectro frágil / dúctil (Anand & Jain,
1987).
7.3 Discução acerca da origem da deformação
A deformação soft-sediment ocorrem (1) em depósitos que são suscetíveis a
deformação; (2) tem que haver uma força um “gatinho” suficiente para que o
depósito possa a vim falhar e/ ou modificar o seu estado físico do tipo sólido para
líquido, como (Allen, 1986); e (3) a deformação a força atua quando o sedimento
está em um estado quase líquido. Eventos que reúnam estas exigências incluem
carregamento súbito de sedimentos induzidos por gravidade com movimento de
massas, impacto de tempestade e abalos sísmicos. A determinação de maneira
inequívoca a respeito de qual desses mecanismos foi o “gatilho” e deu origem a
essas estruturas nos estratos deformados da passagem do permiano para o triássico
não é possível. Apesar de nenhum dos processos acima mencionados poderem ser
eliminados de maneira definitiva, uma origem relacionada com a atividade sísmica é
a mais plausível neste caso porque grande parte dos critérios de Sims (1975) para
correlacionar horizontes deformados associados a eventos sísmicos podem ser
satisfeita:
1 As estruturas deformadas da Formação Sambaíba ocorrer dentro de uma bacia
sismicamente ativa, com a deposição próxima de uma grande zona de falha que foi
reativada durante o final do Cretáceo e permaneceu ativa durante todo o Terciário,
como mostrado pela presença de várias falhas transcorrentes no nível sísmico e
afloramento. Este contexto estrutural permite movimentos ao longo da zona de falha,
sendo fonte responsável pelos depósitos deformados registrados aqui.
2 O intervalo deformado está confinado a níveis estratigráficos individuais separados
por estratos inteiramente não deformados. Isto revela a natureza instantânea do
mecanismo “gatilho”, que afetou apenas camadas específicas.
3 Os estratos deformados pode ser correlacionados em distâncias de até dezenas
de quilômetros da área de estudo
4 É típico de áreas sismicamente ativas, houve uma recorrência de eventos sísmicos
no tempo, como registrado por, pelo menos, duas camadas de sucessivas com a
deformação soft-sediments, que são separados por depósitos integralmente não
deformadas (perfil 3).
5 As estruturas de deformação descritos aqui são semelhantes a muitas das
características induzidas por sismicidades descritas na literatura. Por exemplo, as
estruturas contorcidas são semelhantes às estruturas de deformação de jovens
sedimentos em Golcuk, Turquia ( Scott & Price, 1988).
8- CRONOGRAMA
O cronograma das atividades realizadas durante a iniciação científica compreende o período de setembro de 2014 a Agosto de 2015, período de vigência da bolsa PIBIC.
ATIVIDADES ANO ( Setembro de 2014 a Agosto de 2015)
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Pesquisa Bibliográfica X X X X X X X X X X X
Base cartográfica pré-campo
X X X X
Confecção dos mapas geológicos e de pontos
X X
Campo: Análise faciológica/estratigráfica
preliminar e confecção de perfis, seções e coleta
sistemática de amostras
X X X X
Descrição e análise das estruturas deformacionais
X X X X X
Integração e interpretação dos dados
X X X
Entrega do relatório final X
Tabela 2: Cronograma de atividades desenvolvidas durante o período de vigência da bolsa PIBIC/Cnpq 2014/2015.
9- CONCLUSÃO
Os resultados obtidos neste estudo sugerem que a variabilidade de estruturas
de deformação solf-sediments na passagem do permo-triássico expostas nos
sedimentos da Formação Sambaíba, foram formados pela combinação complexa de
vários mecanismos de condução, principalmente reversão de gradiente de
densidade, fluidificação e liquefação. A associação de estruturas contorcidas e
quebradiças registra a existência de uma relação entre as forças motrizes
responsáveis pela deformação de sedimentos. Tal relação com base nas discussões
realizadas nesse trabalho e na análise e descrição das diversas estruturas de
deformação identificadas na área de estudo, podemos dizer que tais estruturas são
mais coerentemente explicadas pela atividade sismogênica. Contudo, ainda não é
possível afirmar se são oriunda da reativação de grandes zonas de falhas reativadas
no final do cretáceo ou de um evento espontâneo (sismito) propriamente dito.
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