Geologia Regional .1 Arcabouço Lito-Estrutural

O embasamento da bacia do Espírito Santo situa-se a leste do Cráton do São Francisco, e faz parte da Faixa Araçuaí (França et al., 2007). Esta corresponde a uma faixa de dobramentos formada paralelamente ao Cráton do São Francisco, durante a Orogênese Brasiliana (Almeida, 1977), estendendo-se desde o Cráton até o litoral, aproximadamente entre os paralelos 15˚ e 21˚ S. Na altura do paralelo 21˚ S, ocorre a passagem deste orógeno para o orógeno Ribeira, caracterizada apenas pela deflexão da estruturação brasiliana de NNE para NE, respectivamente, e não por descontinuidade estratigráfica ou metamórfica na zona de fronteira entre estes -Figura 4.3, 4.4 e 4.5.

O embasamento da Faixa Araçuaí é constituído por unidades mais velhas que o Grupo Macaúbas (900 +/- 21 Ma; método U/Pb – Pedrosa-Soares et al., 2007), que, por sua vez, corresponde à unidade estratigráfica característica da bacia precursora dessa faixa móvel. A Faixa Araçuaí possui três compartimentos tectônicos principais:

- domínio externo, caracterizado por uma faixa de dobramentos e empurrões que circunscreve a margem sudeste do Cráton do São Francisco, possuindo transporte tectônico contra o mesmo. O metamorfismo neste domínio é representado por fácies xisto-verde a anfibolito baixo nas rochas supracrustais, com ausência de magmatismo orogênico, e é representado, entre outros, pelo Supergrupo Espinhaço e pelo Grupo Macaúbas;

- domínio interno, que corresponde ao núcleo metamórfico-anatético, com expressiva quantidade de rochas graníticas (tipos I e S) originadas em estágios diversos da Orogênese Brasiliana (onde rochas da fácies granulito são comuns), incluindo também a zona de sutura, com remanescentes oceânicos e o arco magmático cálcio-alcalino;

- inflexão setentrional, que contém segmentos destes dois domínios e é caracterizada pela grande curvatura da Faixa Araçuaí, onde os traços estruturais infletem para leste (Heilbron et al. 2004).

Na Faixa Araçuaí, a Orogênese Brasiliana está registrada em quatro estágios evolutivos (Heilbron et al. 2004): estágio pré-colisional (630-585 Ma);

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sincolisional (585-565 Ma); tardi-colisional (565-535 Ma); e pós-colisional (520-490 Ma). O estágio pré-colisional está associado aos processos de edificação do arco magmático cálcio-alcalino de margem continental ativa, constituído principalmente por tonalito e granodiorito, correspondentes à suíte G1. Os protólitos do complexo paragnáissico estão associados à sedimentação em bacia de retroarco, entre os estágios pré a sincolisional. Este complexo é caracterizado por gnaisses peraluminosos (kinzigitos), constituídos por biotita, granada, cordierita e sillimanita, com traços de grafita. No estágio sincolisional, foram originados os principais padrões de deformação e metamorfismo. A paragênese no complexo paragnáissico indica metamorfismo regional da fácies anfibolito alto à transição anfibolito-granulito, a pressões moderadas. Neste estágio, foram originados também os granitos do tipo S foliados da suíte G2, compostos predominantemente por cordierita-granada-biotita granito. O estágio tardi-colisional é representado pelas suítes G3S e G3I, constituídas, respectivamente, por granada-cordierita granito, com foliação incipiente ou sem foliação, e por plútons graníticos do tipo I, com assinatura cálcio-alcalina de alto K. No domínio externo do orógeno, este estágio é registrado pela Formação Salinas, constituída por grauvaca, pelito e conglomerado clasto-suportado, metamorfizados na fácies xisto-verde. O último estágio (pós-colisional) é caracterizado pela ocorrência das suítes G4 e G5, constituídas, respectivamente, por granitos do tipo S (com muscovita, biotita e granada) e granitos a sienogranitos do tipo I, cálcio-alcalinos de alto K e alto Fe, podendo conter fácies charnockíticas e enderbíticas.

Durante o Mesozóico, reativações de zonas de cisalhamento dúcteis tardias, referentes ao Ciclo Brasiliano, segundo Novais (2005), são registradas pela constatação de ocorrências de diques básicos jurássicos (170 Ma) da Suíte Intrusiva Fundão, descrita por Silva et al. (1987). Estes diques encontram-se encaixados na mais expressiva faixa de lineamentos com orientação NNW, denominada Faixa Colatina por este autor. Teixeira & Rodarte (2003) dataram estas rochas, com idades entre 140 e 130 Ma. Novais et al. (2004) denominaram de Dique de Vitória a ocorrência destas rocha básicas encontradas na Faixa Colatina, na região de Vitória (ES).

Figura 4.3 - Mapa tectônico do Orógeno Araçuaí (modificado de Pedrosa Soares et al., 2001 e Lima

et al., 2002 inHeilbron, et al., 2004), com destaque para área de estudo. 1– Suíte G5, tipo I (520-490 Ma). 2- Suíte G4, tipo S (520-500 Ma). 3- Formação Salinas (570-520 Ma). 4- Suítes G2 (585-565 Ma) e G3S, ambas tipo S. 5- Suíte G1, tipo I (630-585 Ma). 6- Complexo paragnáissico - Grupo Macaúbas proximal. 8- Grupo Macaúbas distal. 9- Formação Ribeirão da Folha (RF) e Grupo Dom Silvério (DS). 10- Grupo Rio Doce. 11- Granito Salto da Divisa (880 Ma). 12- Complexo Juíz de Fora (2,2-2,0 Ga). 13- Arqueano a Mesoproterozóico retrabalhado na Orogenia Brasiliana (Supergrupo Espinhaço em amarelo): complexos Gu-Guanhães, It-Itabuna, Ma-Mantiqueira, P-pocrane e Po-Porteirinha. 14-Limite Cratônico. 15- Zona de sutura neoproterozóica. 16- Transporte tectônico. 17- Polaridade metamórfica.

Figura 4.4 - Seção estrutural E-W do orógeno Araçuaí no paralelo de Teófilo Otoni. 1- Grupo Bambuí

(cobertura cratônica); 2- Falha de cavalgamento basal que separa a borda leste do Cráton São Francisco do domínio externo do orógeno; 3- Grupo Macaúbas glaciogênico proximal; 4- Grupo Macaúbas distal (Fm Ribeirão da Folha). Domínio tectônico interno: 5 - Lascas tectônicas de rochas ultramáficas; 6 - Seção vulcano-sedimentar da Fm. Ribeirão da Folha; 7 - granito G4; 8 - Zona de sutura; 9 - Arco magmático G1; 10 - Suites G2 e G3 (zona de anatexia); 11- Granito G5; 12-Paragnaisses.

E W

E W

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Figura 4.5 – Mapa geológico da região centro-norte do estado do Espirito Santo (Bizzi et al., 2003). A Formação Rio Doce não é cartografada nos mapas

geológicos disponíveis na literatura.

4.3.2 Bacia do Espírito Santo: evolução tectono-sedimentar

A bacia do Espírito Santo situa-se entre os paralelos 18°20’ e 21°S. Geologicamente, é delimitada: a sul, pelo alto de Vitória (que a separa da bacia de Campos); a norte, pelo paleocanyon do Mucuri; a oeste, pelo embasamento cristalino pré-cambriano; e, a leste, pelo Complexo Vulcânico de Abrolhos (Viera et al., 1994; França et al., 2007). Possui uma área explorável de aproximadamente 41.500 km² (dividida em blocos, que são parte da bacia onde são desenvolvidas atividades de exploração ou produção de petróleo e gás natural – http://www.anp.gov.br/petro/rodadas_de_licitacoes.asp), dos quais 3.000 km² correspondem à porção terrestre da bacia.

Esta bacia sedimentar foi formada a partir da ruptura e separação entre os continentes americano e africano, processo que culminou com a abertura do oceano Atlântico Sul. Compreende quatro províncias estruturais: Plataforma de São Mateus, Paleocânion de Fazenda Cedro, Plataforma de Regência e Paleocânion de Regência – Figura 4.6. Segundo Vieira et al. (1994), o preenchimento desta bacia pode ser dividido em rochas ígneas (vulcânicas) e rochas sedimentares.

No grupo das rochas ígneas, são reconhecidos dois períodos distintos de eventos vulcânicos. O mais antigo, de idade neocomiana/barremiana, com idades absolutas entre 118 e 136 Ma, determinadas pelo método K/Ar, está associado à tafrogenia e é constituído por basaltos toleíticos da Formação Cabiúnas. Admite-se que o mesmo evento ígneo tenha ocorrido simultaneamente nas bacias de Campos e do Espírito Santo, tendo em vista que as rochas basálticas registradas nestas bacias apresentam características composicionais semelhantes e ocupam a mesma posição estratigráfica. O evento vulcânico mais jovem (Eoterciário), essencialmente alcalino, corresponde à Formação Abrolhos e apresenta valores de idade absoluta entre 59 e 37 Ma para o período de maior atividade vulcânica Esta sequência vulcanoclástica é aflorante no Arquipélago de Abrolhos, a norte, e nas vulcânicas que formam as ilhas de Trindade e Martins Vaz, localizadas no extremo leste da bacia do Espírito Santo. Em subsuperfície, os derrames encontram-se invariavelmente intercalados em sedimentos eocênicos.

De acordo com França et al. (2007), as rochas sedimentares que compõem a coluna estratigráfica da bacia do Espírito Santo podem ser organizadas em três supersequências, em função do estilo tectônico atuante durante sua deposição: rifte, pós-rifte e drifte – Figuras 4.7 e 4.8.

23 F igu ra 4. 6 - Seç ão geológica r egion al com direç ão N NE-SS W, m os trando as diver sas prov íncias est ru turais da bacia do E spí rit o Sant o. Not ar a aus ência de sedim ent os albianos (G p. Bar ra Nova) nos paleoc ânions. (B iass usi et al. , 1990, modif icado por Mor ais, 2007).

Figura 4.7 - Coluna estratigráfica da bacia do Espírito Santo, destacando os ambientes deposicionais,

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Figura 4.8 - Coluna estratigráfica da bacia do Espírito Santo, destacando a distribuição dos litotipos

Supersequência Rifte (Valanginiano ao Aptiano Inicial).

Caracteriza-se por sequências clásticas não-marinhas, com predomínio da sedimentação lacustre, onde nas bordas dos falhamentos desenvolviam-se sistemas de leque aluvial. Eventualmente formavam-se coquinas e outros carbonatos nos altos estruturais internos. Nesta fase, os diversos pulsos tectônicos estão registrados por conglomerados sintectônicos nas bordas das falhas, além da ocorrência das vulcânicas referentes à Formação Cabiúnas.

A porção basal da coluna é representada pela Formação Cricaré (base do Grupo Nativo), com contatos inferior e superior discordantes, sendo que o contato superior é marcado por uma ampla discordância que atingiu toda a bacia no final do andar Jiquiá, denominada Discordância Alagoas (França et al. 2007), que separa a sequência rifte da sequência pós-rifte. Esta formação é composta por arenitos médios a conglomerados com seixos de rochas metamórficas e matriz feldspática, referentes ao Membro Jaguaré e, nas porções mais distais, os litotipos gradam para fácies mais argilosos, referentes ao Membro Sernambi. Ambas unidades ocorrem intercaladas aos derrames basálticos da Formação Cabiúnas.

Supersequência Pós-Rifte (Alagoas)

Fase onde registram-se os últimos pulsos tectônicos da fase rifte, durante o processo de separação dos continentes. Dessa maneira, a Formação Mariricu representa a transição do ambiente continental para o marinho restrito, compreendendo o Membro Mucuri, depositado durante o Aptiano, e o Membro Itaúnas, depositado durante o Alagoas final. Limita-se na base pela discordância Alagoas e no topo pela discordância ocorrida antes da deposição do Grupo Barra Nova. O Membro Mucuri é composto por arcóseo grosso cinzento, conglomerado arcoseano e lítico, folhelho e siltito cinza e castanho. A estes litotipos sobrepõem-se os evaporitos do Membro Itaúnas, caracterizados por anidrita e halita, com finas camadas de folhelho que representam o registro de pequenas transgressões marinhas na bacia. A movimentação da halita, depositada preferencialmente nas porções centrais da bacia, foi de grande importância na formação de barreiras e baixos estruturais que funcionaram como corredores para a sedimentação arenosa das sequências sobrepostas, bem como na formação de estruturas positivas que

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ocasionaram a ocorrência de trapas. As rochas clásticas foram depositadas por sistemas fluviais entrelaçados e deltaicos, e os evaporitos provêm de sabkhas e sub-bacias restritas com elevada taxa de evaporação (Vieira et al., 1994, Bizzi et al., 2003, França et al., 2007).

Supersequência Drifte (Albiano ao Recente)

Sequência marinha associada à subsidência termomecânica, com tendência de subida relativa do nível do mar. Corresponde ao Grupo Barra Nova e ao Grupo Espírito Santo.

O Grupo Barra Nova, ainda com características de mar epicontinental herdada da fase evaporítica, é composto por rochas siliciclásticas (Formação São Mateus) e carbonáticas (Formação Regência). Os clásticos São Mateus foram depositados em leques aluviais e costeiros (ambiente marinho) e correspondem a espessos pacotes de arcóseo médio/grosso castanho e cinzento. A Formação Regência se caracteriza por calcarenito creme-claro a acinzentado, com granulometria média a grossa, oolítico/oncolítico, bioclástico, arenoso, e calcilutito branco-acinzentado a creme-acastanhado, depositados em plataforma e talude, respectivamente (Vieira et al., 1994).

O topo do Grupo Barra Nova (Albiano) marca uma mudança acentuada no estilo tectônico da bacia. A subsidência térmica da bacia provocou um basculamento contínuo, ocasionando o lento escorregamento dos sais solúveis sotopostos e a consequente formação de “jangadas” de sal.

Uma ampla discordância (Discordância Pré-Urucutuca/DPU) instalou-se no final do Albiano e foi responsável pela escavação dos paleocânions de Regência e Fazenda Cedro, ambos localizados na porção terrestre, estendendo-se para a parte marinha rasa da bacia (Biassusi et al., 1990, França et al., 2007). Estes paleocânions tiveram sua implantação controlada por sistema de falhas do embasamento e proporcionaram situações ideais para as acumulações de hidrocarbonetos, onde consequentemente localizam-se os principais campos produtores (Biassusi et al., 1990). Segundo Novais (2005), o paleocânion de Fazenda Cedro constitui uma feição erosiva controlada por falhas transversais (do arcabouço estrutural) de direções NNW, NW e E-W.

A implantação destes paleocânions levou à divisão da porção emersa da bacia nas quatro províncias geológicas distintas já citadas anteriormente. No sentido de norte para sul da porção emersa da bacia, as províncias são individualizadas na seguinte ordem (Biassusi et al., 1990): plataforma de São Mateus, caracterizada por reservatórios arenosos (Alagoas) recobertos por anidrita; paleocânion de Fazenda Cedro; plataforma de Regência, com ocorrência de extensa plataforma carbonática (Albiano); e paleocânion de Regência.

No Cenomaniano, ocorreu um afogamento marinho sobre a plataforma carbonática, com seu ápice no Turoniano, representado por folhelhos cinza-escuro calcíferos e arenitos turbidíticos da Formação Urucutuca (Grupo Espírito Santo), de idade Cenomaniana-Neoeoceno, em terra, a Oligoceno e mais novo na plataforma continental. Um evento anóxico entre o Cenomaniano e Turoniano é registrado como o afogamento máximo desta sequência, caracterizado por folhelhos escuros, radioativos e de baixa velocidade sônica, com ocorrências restritas de arenitos na porção distal da bacia. Entre o Coniaciano e Santoniano, os depósitos da Formação Urucutuca são predominantemente pelíticos (padrão retrogradante) e os arenitos turbidíticos alojam-se principalmente nas desembocaduras dos paleocânions de Regência e de Fazenda Cedro. Estes paleocânions foram os principais condutos responsáveis pelo aporte sedimentar que alimentou os turbiditos encontrados nas porções mais distais da bacia.

Durante o Paleógeno, ocorreu um rebaixamento do nível do mar devido ao soerguimento da Serra do Mar, ao vulcanismo de Abrolhos e à contínua halocinese, influenciada por ajustes isostáticos resultantes do soerguimento da Serra do Mar.

No Mesoeoceno ao Neoeoceno, registra-se a mais intensa atividade vulcânica (Formação Abrolhos), marcada por derrames intercalados a arenitos turbidíticos (depositados dentro de um trato de sistemas de mar baixo, na forma de leques de assoalho e sistemas canalizados), folhelhos e carbonatos. Estes derrames levaram à instalação do banco de Abrolhos, que propiciou o desenvolvimento de uma plataforma carbonática rasa (Formação Caravelas), constituída predominantemente por calcarenito bioclástico creme e cinza e calcilutito argiloso creme.

Entre o Mioceno e o Plioceno, houve uma intensa deposição continental, caracterizada pelas formações Rio Doce e Barreiras. Entre o Mioceno inicial e o final, ocorre a deposição dos sedimentos representados pela Formação Rio Doce,

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caracterizada dominantemente por arcóseo hialino médio a muito grosso, com intercalações de folhelho cinza-escuro, depositados em forma de leques costeiros em ambiente continental/transicional/marinho raso. Registra-se no Plioceno a deposição dos sedimentos da Formação Barreiras, uma das unidades mais expressivas da faixa litorânea, com falésias de vários metros de altura, constituída por areias grossas a conglomeráticas, com matriz caulínica e estruturas de estratificação cruzada, e argilas arroxeadas levemente arenosas, depositadas em ambientes continentais fluvio-aluviais. No modelo de evolução paleogeográfica e paleoclimática proposto por Martin et al. (1997), a sedimentação Barreiras ocorreu provavelmente durante o Plioceno, quando o clima era semi-árido, sujeito a chuvas esporádicas torrenciais.

Morais (2007), com base em estudos faciológicos e estratigráficos dos depósitos das formações Rio Doce (Paleógeno) e Barreiras (Neógeno) na área emersa da bacia do Espírito Santo, interpretou estas unidades como sucessões aluviais em contato discordante, sendo os depósitos da Formação Barreiras mais novos que os depósitos da Formação Rio Doce – Figura 4.6. Esta autora destacou que a Formação Barreiras ocorre de maneira mais expressiva na região da plataforma de Regência, enquanto que a Formação Rio Doce aflora principalmente na região da plataforma de São Mateus, sugerindo um condicionamento neotectônico para a variação dos depocentros no Paleógeno/Neógeno.

No Quaternário, ocorre deposição de sedimentos marinhos na faixa costeira, enquanto que no interior do continente depositaram-se sedimentos fluviais e flúvio-lacustres ao longo das principais redes de drenagem.

4.4 Trabalhos anteriores sobre a neotectônica e a tensão atual in situ na