Universidade Federal do Rio Grande do Norte
Centro de Ciências Exatas e da Terra
Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e
Geofísica (PPGG)
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
EVIDÊNCIAS DA HERANÇA GEOTECTÔNICA
PRÉ-CAMBRIANA NA GERAÇÃO DA BACIA
POTIGUAR: UM ESTUDO GEOFÍSICO
MULTIDISCIPLINAR
Autor:
Rafael Saraiva Rodrigues
Orientador:
Prof. Dr. David Lopes de Castro (PPGG/UFRN)
Universidade Federal do Rio Grande do Norte
Centro de Ciências Exatas e da Terra
Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e
Geofísica (PPGG)
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
EVIDÊNCIAS DA HERANÇA GEOTECTÔNICA
PRÉ-CAMBRIANA NA GERAÇÃO DA BACIA POTIGUAR: UM
ESTUDO GEOFÍSICO MULTIDISCIPLINAR
Autor:
Rafael Saraiva Rodrigues
Natal/RN, Abril de 2012
Dissertação apresentada em treze de abril de dois mil e doze ao Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (PPGG/UFRN) como requisito à obtenção do Título de Mestre em Geodinâmica e Geofísica, com área de concentração em Geofísica.
BANCA EXAMINADORA
Dr. David Lopes de Castro (PPGG/UFRN)
Dr. Francisco Hilário Rego Bezerra (PPGG/UFRN)
“A mente que se abre a uma nova ideia jamais voltará ao seu tamanho original.”
RESUMO
A modelagem gravimétrica 3D do rifte da Bacia Potiguar, apresentada neste trabalho, constituiu de um processamento digital de dados gravimétricos e aeromagnéticos, subsidiados pelos resultados da Deconvolução de Euler de dados gravimétricos e magnéticos e pela interpretação de linhas sísmicas e descrições de poços. O banco de dados gravimétrico é proveniente de um trabalho de compilação de levantamentos geofísicos independentes realizados por diversas universidades, instituições de pesquisa e órgãos governamentais. Os dados aeromagnéticos são proveniente dos projetos Bacia Potiguar e Plataforma Continental do Nordeste, obtidos junto à Agência Nacional do Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis (ANP). As soluções da Deconvolução de Euler possibilitaram a análise do comportamento dos principais limites do rifte, enquanto que a interpretação integrada das linhas sísmicas propiciou a delimitação dos relevos dos horizontes da base das formações sedimentares e do topo do embasamento do Rifte Potiguar. A integração desses dados permitiu uma modelagem gravimétrica 3D do relevo do embasamento da bacia, possibilitando a identificação de uma série de estruturas do arcabouço estrutural do Rifte Potiguar e do embasamento cristalino sem o efeito gravimétrico do rifte. Com o procedimento de inversão dos dados gravimétricos, foi possível identificar as principais feições estruturais do rifte da Bacia Potiguar, alongadas na direção NE-SW, bem como suas bordas falhadas nos limites Sul e Leste do rifte, onde o pacote sedimentar atinge espessuras superiores a 5500 m. O limite Sul é marcado pelas falhas de Apodi e Baixa Grande, aparentando tratar-se de uma única falha de direção NW-SE, com forte inflexão para NE-SW. Observa-se ainda o limite Leste do rifte condicionado pelo Sistema de Falha Carnaubais de direção preferencial NE-SW. Observa-se ainda falhas de direção NW-SE, que atuaram como falhas de transferência aos esforços distensionais de formação da bacia. No mapa de anomalias residuais do embasamento cristalino sem o efeito gravimétrico do rifte destaca-se, na sua parte central, um alto gravimétrico de direção NW-SE, correspondendo a litotipos da Faixa Orós-Jaguaribe. Observa-se ainda um máximo gravimétrico paralelo ao Sistema de Falhas de Carnaubais. Tal anomalia encontra-se alinhada ao limite Leste do rifte e reflete o contato de blocos crustais distintos, limitados pela continuação Nordeste da Zona de Cisalhamento Portalegre.
ABSTRACT
The 3D gravity modeling of the Potiguar rift basin consisted of a digital processing of gravity and aeromagnetic data, subsidized by the results of Euler deconvolution of gravity and magnetic data and the interpretation of seismic lines and wells descriptions. The gravity database is a compilation of independent geophysical surveys conducted by several universities, research institutions and governmental agencies. The aeromagnetic data are from the Bacia Potiguar and Plataforma Continental do Nordeste projects, obtained from the Brazilian Petroleum Agency (ANP). The solutions of the Euler Deconvolution allowed the analysis of the behavior of the rift main limits. While the integrated interpretation of seismic lines provided the delimitating horizons of the sedimentary formations and the basement top. The integration of these data allowed a 3D gravity modeling of basement topography, allowing the identification of a series of internal structures of the Potiguar rift, as well intra-basement structures without the gravity effect of the rift. The proposed inversion procedure of the gravity data allowed to identify the main structural features of the Potiguar rift, elongated in the NE-SW direction, and its southern and eastern faulted edges, where the sedimentary infill reachs thicknesses up to 5500 m. The southern boundary is marked by the Apodi and Baixa Grande faults. These faults seem to be a single NW-SE oriented fault with a strong bend to NE-SW direction. In addition, the eastern boundary of the rift is conditioned by the NE-SW trending Carnaubais fault system. It was also observed NW-SE oriented faults, which acted as transfer faults to the extensional efforts during the basin formation. In the central part of the residual anomaly map without the gravity effect of the rift stands out a NW-SE trending gravity high, corresponding to the Orós-Jaguaribe belt lithotypes. We also observe a gravity maximum parallel to the Carnaubais fault system. This anomaly is aligned to the eastern limit of the rift and reflects the contact of different crustal blocks, limited by the eastern ward counterpart of the Portalegre Shear Zone.
AGRADECIMENTOS
Quero expressar aqui minha gratidão a todas as pessoas que contribuíram para que essa nova etapa de vida se concretizasse.
Gostaria de começar agradecendo a Deus por esse escritório maravilhoso chamado Terra.
A Maria Edna, minha mãe, mulher guerreira e batalhadora, que literalmente deu seu sangue por seus filhos, e que mesmo a distância me ajudou a vencer os desafios, a minha segunda mãe Eldilene, por ajudar minha mãe na minha criação, resultando no caráter hoje formado. A minha querida avó Lindalva pelas benções, a meu pai José Aldemir “O sábio”, as minhas tias Jane, Magali, Cristina, pelo suporte e apoio. Meus
irmãos Bruno e Coeli, aos meus sobrinhos David e Daniel, os quais amo como filhos, pelo carinho.
A minha noiva Juliana, que mesmo com a distância continuou a me apoiar e dar amor, que só cresceu.
Ao meu primo Netinho que ajudou muito durante o mestrado e que hoje posso
dizer que é um grande irmão, aos amigos feitos nas terras potiguares Luciano “Mudo”,
Igor “Vudo” e Alex.
Ao meu orientador David, pelo suporte, conhecimento passado e paciência.
Aos amigos do PPGG João Andrade, Marquinhos, Anderson (Pará), Evanimek, Rafael Duarte. A Nilda que se mostrou sempre solicita.
Ao meu grande amigo e irmão Luiz Henrique, que mesmo com todos os caminhos que a vida traça sempre nos encontramos.
LISTA DE FIGURAS
Figura 1.1. Mapa geológico, de localização e acesso da Bacia Potiguar (Adaptado de CPRM,
2003) ... 9
Figura 2.1. Mapa da subdivisão tectono-estratigráfica da porção Setentrional da Província Borborema. Modificado de Jardim de Sá (1994) e Cavalcante (1999). ... 13
Figura 2.2. Mapa de localização da Bacia Potiguar, com a representação da estrutura rifte da bacia (Modificado de Neto, 2003). ... 16
Figura 2.3. Mecanismos de evolução da margem continental brasileira e processos genéticos iniciais do Rifte Potiguar (Adaptado de Françolim & Szatmari, 1987). ... 17
Figura 2.4. Modelo de reconstrução tectônica do nordeste brasileiro e sudoeste africano durante os estágios Sin-Rifte I, II, III (Adaptado de Matos, 1992). ... 19
Figura 2.5. Distribuição da deformação na Margem Equatorial Atlântica durante o Albiano (Matos, 2000). ... 20
Figura 2.6. Mapa do arcabouço tectônico e do embasamento da Bacia Potiguar (Modificado de Cremonini et al., 1996). ... 21
Figura 2.7. Seção geológica AA’ transversal aos grábens de Apodi e Umbuzeiro e o arcabouço estrutural da Formação Pendência, com as seqüências estratigráficas (Soares & Rossetti 2005). ... 22
Figura 2.8. Coluna cronoestratigráfica da Bacia Potiguar, parte emersa (Modificada de BRASIL, 1998 apud Cassab, 2003). ... 24
Figura 3.1. Tipos de estruturas desenvolvidas em sistemas distensionais. ... 30
Figura 3.2. Falhas planares não-rotacionais em arranjo horst e graben. ... 32
Figura 3.3. Falhas planares rotacionais com arranjo em dominó (Groshong, 1999). ...32
Figura 3.4. Sistema de falha planar com deslocamento (Modificado de Twiss & Moore, 1992). ... 33
Figura 3.5. Fotografia de um modelo de areia simulando um arrasto das camadas junto à falha normal lístrica (Modificado de Hoerlle, 2007). ... 34
Figura 3.6. Bloco diagrama de falhas de transferência, afetando o teto e o piso e acomodam parte da movimentação na direção do estiramento máximo (Modificado de Gibbs, 1984). ... 34
Figura 3.7. Dois tipos principais de zonas de transferência: (A) Falha de transferência (hard-linkage); e (B) zonas ou rampas de revezamento (soft-linkage). (Modificado de Gawthorne & Hurst; apud Gaspar, 2010)... 35
Figura 3.8. Falha de transferência que pode configurar estrutura em flor, articula-se em profundidade com a zona de deslocamento do sistema distensional (Modificado de Gibbs, 1987). ... 36
Figura 3.9. Falhas de transferência separando segmentos com diferentes estruturações extensionais (Modificado de Bally et al., 1981). ... 36
Figura 5.9: Mapa de localização das nuvens de soluções de Euler para a Falha de Carnaubais, com a janela de profundidades entre 0,2 e 3,2 km. ... 72 Figura 5.10: Mapa de localização das nuvens de soluções de Euler para as Falhas de Apodi e Baixa Grande, com a janela de profundidades entre 0,2 e 3,2 km. ... 72 Figura 5.11: Mapa de localização das nuvens de soluções de Euler para a Linha de Charneira Areia Branca, com a janela de profundidades entre 0,2 e 3,2 km. ... 72 Figura 5.12: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para a Falha de Carnaubais (limite leste do rifte da bacia), com rejeitos de até 7000 m e falhas de transferência em vermelho ... 72 Figura 5.13: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias magnéticas para a Falha de Carnaubais (limite leste do rifte da bacia), com rejeitos de até 6700 m e falhas de transferência em vermelho. ... 72 Figura 5.14: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para as falhas de Apodi e Baixa Grande (limite sul do rifte da bacia), com rejeitos de até 5000 m. ... 72 Figura 5.15: Modelo esquemático da rampa de revezamento formada entre as falhas de Carnaubais e Baixa Grande ... 72 Figura 5.16: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias magnéticas para as falhas de Apodi e Baixa Grande (limite sul do rifte da bacia), com rejeitos de até 6000 m. ... 73 Figura 5.17: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para a Linha de Charneira Areia Branca, com rejeitos de até 7000 m e falhas de transferência em vermelho. .... 73 Figura 5.18: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias magnéticas para a Linha de Charneira Areia Branca (limite oeste do rifte da bacia), com rejeitos de até 6600 m e falhas de transferência em vermelho. ... 73 Figura 5.19: Soluções da Deconvolução Euler 3D das anomalias gravimétricas para a calha central do rifte da Bacia Potiguar, com rejeitos de até 6000 m e falhas de transferência em vermelho ... 73 Figura 6.1. Modelo de prismas verticais empregado na inversão de dados gravimétrico de uma bacia sedimentar. O mapa de anomalias gravimétricas para um embasamento homogêneo coberto por um pacote sedimentar (não mostrado), discretizado por uma malha de M prismas 3D cujas dimensões horizontais são iguais a e , respectivamente, nas direções e e cujas espessuras são os parâmetros a serem estimasdos. O detalhe a direita mostra o -ésimo prisma 3D e a -ésima componente vertical da anomalia gravimétrica na posição
LISTA DE TABELAS
ÍNDICE
RESUMO...iv
ABSTRACT...v
AGRADECIMENTO...vi
LISTA DE FIGURAS...vii
LISTA DE TABELAS...xi
CAPÍTULO 1.INTRODUÇÃO ... 4
1.2.OBJETIVOS... 7
1.2.1 GERAL ... 7
1.2.2 ESPECÍFICOS ... 7
1.3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO ... 8
CAPÍTULO 2.GEOLOGIA DA BACIA POTIGUAR ... 10
2.1. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ... 11
2.1.1. OS TERRENOS CRISTALINOS PRÉ-CAMBRIANOS ... 14
2.2. BACIA POTIGUAR ... 16
2.2.1. EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR ... 16
2.2.2. ARCABOUÇO ESTRUTURAL... 20
2.2.2.1. GRABEN APODI ... 23
2.2.2.2. GRÁBEN DE UMBUZEIRO ... 23
2.3. ESTRATIGRAFIA ... 23
2.3.1 GRUPO AREIA BRANCA... 24
2.3.2. GRUPO APODI ... 25
2.3.3. GRUPO AGULHA ... 27
2.3.4. MAGMATISMO ... 27
CAPÍTULO 3.GEOMETRIA DAS FALHAS DISTENSIONAIS ... 30
3.1. FALHA NORMAL ... 31
3.2. FALHAS PLANARES ... 31
3.3. FALHAS LÍSTRICAS ... 33
3.4. ZONAS DE TRANSFERÊNCIA ... 34
CAPÍTULO 4.DADOS GEOFÍSICOS E DE POÇOS ... 38
4.1 GRAVIMETRIA ... 39
4.1.1 BANCO DE DADOS GRAVIMÉTRICOS ... 40
4.1.3. SEPARAÇÃO REGIONAL/RESIDUAL ... 42
4.1.4. MAPA DE ANOMALIAS REGIONAIS ... 43
4.1.5. MAPA DE ANOMALIAS RESIDUAIS ... 44
4.2. MAGNETOMETRIA ... 46
4.2.1. DADOS AEROMAGNÉTICOS ... 47
4.2.2. MAPA DE ANOMALIAS REDUZIDAS AO PÓLO ... 47
4.3. DADOS DE SISMICA E POÇO ... 48
4.3.1. DADOS DE POÇOS EXPLORATÓRIOS ... 49
4.3.2. LINHAS SÍSMICAS ... 52
CAPÍTULO 5.DECONVOLUÇÃO DE EULER ... 55
ARTIGO ... 55
CARACTERIZAÇÃO DA ESTRUTURA DO RIFTE DA BACIA POTIGUAR (RN) COM BASE NA DECONVOLUÇÃO DE EULER ... 57
RESUMO ... 57
ABSTRACT ... 57
INTRODUÇÃO... 57
BACIA POTIGUAR ... 59
METODOLOGIA ... 61
DADOS GEOFÍSICOS... 62
RESULTADOS E DISCUSSÕES ... 63
NUVENS DE SOLUÇÕES DE EULER ... 63
ANÁLISE DO MERGULHO DAS FALHAS ... 65
DISTRIBUIÇÃO TRIDIMENSIONAL DAS FALHAS ... 66
CONCLUSÃO... 68
AGRADECIMENTOS ... 69
REFERÊNCIAS ... 69
LISTA DE FIGURAS ... 72
LISTA DE TABELAS ... 73
CAPÍTULO 6. MODELAGEM GRAVIMÉTRICA 3D ... 91
6.1. ASPECTOS TEÓRICOS ... 93
6.1.1. MÉTODO DE INVERSÃO ... 95
6.1.2. EMBASAMENTO HETEROGÊNEO ... 98
6.2.1. CONTRASTE DE DENSIDADE ... 99
6.2.2. MODELO GRAVIMÉTRICO 3D ... 100
6.2.3. MODELAGEM GRAVIMÉTRICA 3D DO RIFTE ... 102
CONCLUSÕES ... 108
REFERÊNCIAS ... 103
CAPÍTULO 1
1. INTRODUÇÃO
A Bacia Potiguar está situada no extremo Nordeste do Brasil, ocupando a metade Norte do Rio Grande do Norte e a região Nordeste do Ceará (Fig. 1.1). A bacia ocupa uma área de 24.000 km² na sua parte emersa e 36.000 km² na sua porção
submersa, perfazendo uma área total de 60.000 km² (Angelim et al., 2007). Limita-se a
Sul, a Leste e a Oeste com rochas do embasamento cristalino, ao Norte pelo Oceano Atlântico até a isóbata de 2000 m, separada a Noroeste da Bacia do Ceará, pelo Alto de Fortaleza, a Leste com a Bacia Paraíba, pelo Alto de Touros.
A Bacia Potiguar é parte de uma série de pequenas a médias bacias rifte no NE do Brasil. Encontra-se encaixada na porção Norte da Província Borborema, sendo controlada por um sistema de riftes de direção NE-SW, desenvolvidos ao longo do denominado Eixo de Rifteamento Cariri-Potiguar (Matos, 1992). Sua evolução tectônica estaria relacionada ao desenvolvimento das margens Equatorial e do Atlântico Sul, iniciada ao final do Jurássico (Françolin & Szatmari, 1987), sob forte influência dos planos de fraqueza impressos em seu embasamento pré-cambriano.
Matos (1987) propõe que a estratificação reológica da Província Borborema foi um fator preponderante na definição da geometria e evolução das bacias que ali se implantaram, quando esforços distensivos começaram a predominar já a partir do Siluriano. O mesmo sistema de esforços distensivos originou riftes intracontinentais formados como resposta a um processo de estiramento e afinamento crustal, atuante naquela região durante a fragmentação do continente Gondwana no Juro-Cretáceo. Desse modo, pode-se destacar a influência de heterogeneidades crustais no controle estrutural e evolução tectono-sedimentar de bacias rifte, com a reativação de uma litosfera continental previamente deformada.
O arcabouço estrutural da Bacia Potiguar é constituído por um conjunto de grábens e meio-grábens assimétricos (basculados para SE), separados por altos do embasamento, formados por litotipos diversos com direção preferencial para NE-SW (Matos, 1987).
A Bacia Potiguar tem sua importância econômica ligada à produção de petróleo, aonde, em toda a bacia, a produção atual chega a 81.700 barris/dia, sendo originadas de mais de 4 mil poços produtores (Angelim et al., 2007). Com o intuito de produzir informações sobre a disposição das camadas sedimentares e o relevo do embasamento, os métodos potencias têm sido amplamente utilizados como suporte para propor modelos geotectônicos de bacias sedimentares. Os métodos potenciais são mais conhecidos como métodos de reconhecimento, por serem mais econômicos, rápidos e operacionalmente eficientes na obtenção de medidas, quando comparados à sísmica de reflexão. A partir do início da década de 1980, cresce o número de estudos abordando os aspectos regionais da evolução de bacias sedimentares, os quais utilizam como importante suporte os métodos de campos potenciais (Menezes, 1990).
A modelagem gravimétrica é a técnica geofísica mais consagrada para a determinação das formas internas e profundidades de corpos graníticos e bacias sedimentares, principalmente na ausência de dados de sísmica de reflexão (De Castro, 2005). Segundo de Castro (2005), a modelagem gravimétrica pode ser realizada em perfis 2D ou 2,5D, na qual há perca de detalhamento lateral devido algumas limitações, ou em mapa (3D) através de métodos interativos de tentativa e erro ou por procedimentos automáticos, usando-se técnicas de inversão de dados.
Inicialmente, valores constantes de densidade para o pacote sedimentar foram presumidos (Bott, 1960; Corbató, 1965), sendo posteriormente substituídos por modelos interpretativos que admitem um aumento da densidade dos sedimentos com a profundidade, e, por conseguinte, uma diminuição do contraste de densidade com a profundidade. Por exemplo, Cordell (1973) e Chai & Hinze (1988) presumem que o contraste de densidade decai de forma exponencial. Murthy & Rao (1979) utilizam a equação da anomalia de um modelo poligonal cujo contraste de densidade varia
linearmente com a profundidade. Sari & Şalk (2002) utilizam um contraste de densidade
variando hiperbolicamente com a profundidade, introduzido por Litinsky (1989) para delinear o embasamento de bacias sedimentares.
aproximadas para os cálculos computacionais. Utilizando-se desta teoria, de Castro (2007) obteve resultados satisfatórios na modelagem gravimétrica da Bacia de Iguatu, supondo que o contraste de densidade varia com a profundidade.
A Bacia Potiguar, onde está inserido o Rifte Potiguar, têm sido alvo de muitos estudos envolvendo métodos potencias (De Castro et al., 1998; Pedrosa Jr, 2007; Gusmão, 2008; De Castro et al., 2012), devido à praticidade e o baixo custo da aquisição dos dados gravimétricos e magnéticos. O uso destes dados geofísicos fornece subsídios sobre a geometria interna do rifte e suas relações com a estruturação tectônica pretérita do embasamento cristalino. Em geral, os métodos potenciais são empregados no mapeamento regional de grandes estruturas relacionadas ao armazenamento de
recursos petrolíferos e hídricos subterrâneos, como falhas de borda da bacia, grábens e
horsts, diápiros de sal, profundidade do embasamento e estimativa de fluxo de calor.
Na presente dissertação, foi efetuada uma modelagem gravimétrica 3D da porção rifte da Bacia Potiguar. O procedimento de inversão utilizado estima as profundidades de uma interface complexa, que separa dois meios geológicos (embasamento e bacia sedimentar), contendo heterogeneidades de densidade. O
processamento digital dos dados gravimétricos, utilizando o software Oasis Montaj
v.6.4, proporcionou a identificação do arcabouço estrutural e a modelagem gravimétrica
3D do rifte. Através do software Bacia3D, foi possível estimar a arquitetura interna da
bacia, como também identificar o controle estrutural do arcabouço pré-cambriano sobre a arquitetura interna da Bacia Potiguar.
1.2.OBJETIVOS 1.2.1 GERAL
O presente trabalho tem como objetivo determinar as evidências do controle estrutural das heterogeneidades crustais na geração da Bacia Potiguar (RN/CE), com base em modelagem gravimétrica 3D.
1.2.2 ESPECÍFICOS
Para melhor determinar as evidências desse controle estrutural serão necessários:
Realizar a interpretação das assinaturas gravimétricas e magnetométricas do arcabouço estrutural do rifte;
Desenvolver a modelagem gravimétrica 3-D do Rifte Potiguar;
1.3. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
A área de pesquisa (Fig. 1.1) envolve todo o rifte das porções emersa e submersa da Bacia Potiguar. Sua área é de 38.344 km², incluindo as sequências tectono-deposicionais associadas aos períodos rifte, pós-rifte e drifte.
Figura 1.1. Mapa geológico, de localização e acesso da Bacia Potiguar (Adaptado de CPRM, 2003).
2. CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL
O conceito Província Borborema foi introduzido em 1977 por Almeida et al.
para definir a entidade geotectônica que abrange a porção nordeste da Plataforma Sul-Americana, com extensão territorial da ordem de 400.00 km². A província cobre partes do norte da Bahia e sudoeste do Piauí até o noroeste do Ceará e ocupa a região do nordeste oriental do Brasil (Santos & Brito Neves, 1984). Foi originada a partir do desenvolvimento de uma área de terrenos de diversas litologias que foram amalgamados durante o Paleoproterozóico e unida aos crátons Oeste-África, Amazônico e São Francisco-Congo para formar o Supercontinente Atlântica (Mabessone, 2002).
A Província Borborema (Fig. 2.1) é constituída por diversas faixas de rochas supracrustais associadas aos sistemas de dobramentos do Ciclo Brasiliano, tendo como base terrenos gnáissicos-migmatíticos-graníticos arqueanos e proterozóicos, segundo vários trends estruturais (Santos & Brito Neves, 1984). Essas feições ocorrem a norte e a sul das extensas zonas de cisalhamento de Patos e Pernambuco, retrabalhados nos
eventos Transamazônico e Brasiliano (Sá, 1984 apud Bertani et al.,1990). Os sistemas
de dobramentos são resultantes da superposição de diversos eventos tectônicos, metamórficos e migmatíticos sobre rochas sedimentares e vulcânicas acumuladas durante o Proterozóico Médio e o Superior (Santos & Brito Neves, 1984). A província encontra-se recortada por zonas de cisalhamento de direção NE-SW e E-W, apresentando, em muitos casos, uma continuidade com lineamentos observados no território africano (De Castro et al., 2012).
Cavalcante (1999 apud Pedrosa Jr, 2007), tendo como base os trabalhos de Brito Neves et al. (1995), Van Schmus et al. (1995, 1997), Jardim de Sá (1994) e Santos (1995, 1996), dividiu a Província Borborema em três domínios: Domínio Tectônico Setentrional (DTS), Domínio Tectônico Central (DTC) e Domínio Tectônico Meridional (DTM).
Neste trabalho, foi adotada a subdivisão tectono-estratigráfica da porção Setentrional da Província Borborema, inseridas no DTS (Fig. 2.1), formadas por três subdomínios: Domínio Médio Coreaú (DMC), Domínio Ceará Central (DCC) e
Domínio Rio Grande do Norte (DRGN) (Fetter et al., 2000).
Domínio Médio Coreaú (DMC)
Abrange parte do noroeste do estado do Ceará e parte do nordeste do estado do Piauí, situado entre a margem retrabalhada do Cráton de São Luís e a Zona de Cisalhamento Sobral-Pedro II (Fig. 2.1). O seu embasamento consiste de gnaisse migmatítico, representando uma crosta juvenil paleoproterozóica formada em torno de 2,35 Ga (Fetter, 1999), segmentos remanescentes aprisionados de sequências vulcano-sedimentares neoproterozóicas (Grupo Martinópole) e cinturões dobrados pelítico-carbonáticos (Grupo Ubajara), que podem representar partes do Cinturão Móvel Trans-Sahariano (Brito Neves et al, 2000). Entre as falhas Sobral-Pedro II e Café-Ipueiras, ocorre a Bacia transtrativa Jaibaras (Teixeira et al., 2004) e plutons pós-orogênicos (granitos Meruoca e Mucambo), recobertos a sudoeste pelas rochas sedimentares fanerozóicas da Bacia do Parnaíba (Gusmão, 1998).
Domínio Ceará Central (DCC)
Está situado entre as zonas de cisalhamento Sobral-Pedro II e Senador Pompeu (Fig. 2.1). Consiste de um embasamento dominado por ortognaisses e migmatitos, formado durante a colagem transamazônica e caracterizado por um importante núcleo arqueano o Maciço Tróia-Tauá, na sua porção sudeste.
Este domínio contém uma série de sequências supracrustais em cinturões dobrados do mesoproterozóico e expressivo plutonismo granítico-migmatítico (Maciço
Santa Quitéria) do final do neoproterozóico (Brito Neves et al., 2000). O Maciço Santa
FIGURA 2.1. Mapa da subdivisão tectono-estratigráfica da porção Setentrional da Província Borborema. Modificado de Jardim de Sá (1994) e Cavalcante (1999).
Domínio Rio Grande do Norte (DRGN)
Este domínio está situado entre a Zona de Cisalhamento Senador Pompeu a oeste e o Lineamento Patos a sul (Fig. 2.1). Inclui várias pequenas zonas, ou subdomínios (de W para E), sequências supracrustais paleoproterozóicas da Faixa Orós-Jaguaribe (Parente & Arthaud, 1995) e seu embasamento, o Maciço Rio Piranhas, Faixa de Dobramentos Seridó e seu embasamento (Brito Neves et al, 2000), o Maciço São José do Campestre (Dantas, 1997; Dantas et al, 2004) e ainda a ocorrência de um extenso complexo gnássico-migmatítico, denominado de Complexo Caicó. Em adição, ocorrem ainda grandes quantidades de corpos granitóides de idade neoproterozóica.
2.1. OS TERRENOS CRISTALINOS PRÉ-CAMBRIANOS
É dentro deste contexto do DRGN que está inserido o embasamento da Bacia Potiguar. Nele encontra-se o núcleo arqueano representado pelo Maciço São José do Campestre, localizado na parte nordeste do DRGN, próximo à cidade de Natal, datado
como o mais antigo segmento de crosta continental da América do Sul (Dantas et al.,
2004).
Encontra-se, ainda, uma unidade gnáissico-migmatítica de idade
paleoproterozóica formada pelo Complexo Caicó (Jardim de Sá, 1994) no Estado do Rio Grande do Norte e Complexo Jaguaretama (Ferreira & Santos, 2000), no Estado do Ceará. Sua associação litológica é metaplutônica com intercalações de rochas supracrustais, de alto grau metamórfico, representadas por um conjunto de ortognaisses bandados e migmatitos de composição granodiorítica-tonalítica e granítica, com intercalações de bandas de gnaisses anfibolíticos, anfibólio-xistosos, augen-gnaisses e raramente rochas calcissilicáticas.
organização dos metassedimentos, principalmente os basais, indica sua deposição em um ambiente plataformal e/ou para-plataformal, antecedendo um estágio rifte associado a um intenso magmatismo (Parente & Arthaud, 1995).
O Neoproterozóico é caracterizado pelo Grupo Seridó, representando uma grande sequência de rochas metassedimentares aflorantes no leste do Rio Grande do Norte. Está estruturada segundo a direção NE-SW, compreendendo as formações (da
base para o topo), Jucurutu, Equador e Seridó (Angelim et al., 2007).
A Formação Jucurutu é constituída de biotita gnaisses e biotitas-anfibólio gnaisses predominantes, com lentes de rochas calciossilicáticas, mármores, quartzitos, metavulcânicas andesíticas, formações ferríferas, metacherts e metaconglomerados
polimictos próximos à base (Angelim et al., 2007). A Formação Equador é composta de
muscovita quartzitos predominantes, com fácies pura ou feldspática, em adição a lentes de metaconglomerados polimictos ou com seixos de quartzo. A Formação Seridó constitui-se de biotita xistos, podendo conter granada e/ou cordierita/estaurolita/ sillimanita/andaluzita/cianita. Localmente, contém intercalações de mármores, rochas calcissilicáticas, quartzitos e metavulcânicas máficas, incluindo (clorita-sericita) muscovita - biotita xistos e, localmente, filitos, metassiltitos e clorita xistos (Angelim et
al., 2007).
O Neoproterozóico-Eopaleozóico é caracterizado ainda por manifestações graníticas que perfazem cerca de 30% do território da Província Borborema. São suítes granitóides de dimensões alongadas, tendo como encaixantes diversos litotipos. Apresentam relação de contato magmático-intrusivas, controlada por zonas de cisalhamento (Cavalcante, 1999).
Segundo Matos (1992), o Rifte Potiguar foi implantado sobre as rochas do
embasamento cristalino, aproveitando seu trend predominante de direção NE-SW,
2.2. BACIA POTIGUAR
A Bacia Potiguar (Fig. 2.2) está posicionada na porção mais oriental das bacias da margem equatorial. Geneticamente, está relacionada a uma série de bacias neocomianas intracontinentais que compõem o Sistema de Riftes do Nordeste Brasileiro (Matos, 1987). Por sua vez, este sistema, análogo ao atual Rifte-Valley do Leste Africano, compreende as Bacias do Recôncavo, Tucano, Jatobá, Rio do Peixe, Sergipe-Alagoas, entre outras (Bertani et al., 1990). Sua origem está relacionada a esforços distensionais durante o Eocretáceo, associados ao início do rifteamento que resultaria na separação das placas sul-americana e africana (Lira et al., 2006).
2.2.1. EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR
A origem das bacias da margem continental brasileira e a separação do continente Gondwana tem sido alvo de inúmeros modelos que tentam explicar o mecanismo principal de geração do Rifte Potiguar, onde se podem destacar os trabalhos de Françolin & Szatamari (1987) e Matos (1987; 1992 e 2000).
Françolin & Szatamari (1987) sugeriram que a formação da Bacia Potiguar se deu por meio da rotação horária da placa sul-americana em relação à africana. Essa movimentação teve início no Neojurássico, causada por uma extensa fratura originada na porção sul do mesmo, que teria se propagado para o norte durante o Cretáceo (Fig. 2.3A). Essa rotação teria se dado no Neocomiano, a partir de um polo situado ao sul da cidade de Fortaleza e ao norte da Bacia de Touros, gerando esforços compressivos a norte e distensivos a sul (Fig. 2.3B). A rotação das placas causaria um regime de esforços distensivos de direção N-S na região da Bacia Potiguar (Fig. 2.3C), responsáveis pela deformação em sua fase rifte. Durante o Aptiano, prosseguiu a distenção N-S, continuando o rompimento da porção submersa da bacia. No Eoalbiano, teve início o movimento divergente E-W entre os continentes sul-americano e africano (Fig. 2.3D), causando cisalhamento lateral dextral, dando passagem para a entrada do mar Albiano. O final do Campaniano é marcado pela presença de eventos compressivos de direção N-S registrados na Bacia Potiguar (Fig. 2.3E). Tais eventos estão associados ao soerguimento da plataforma carbonática e a reativação de inúmeros falhamentos.
Em resposta a dinâmica das placas durante o início da fragmentação do Gondwana, Matos (1987; 1992) reconhece pelo menos três importantes estágios
tectônicos, denominados de Sin-Rifte I, Sin-Rifte II e Sin-Rifte III (Fig. 2.4). O estágio Sin-Rifte I (Fig. 2.4A), do Neojurássico, refere-se ao início da deformação distensional, com a deposição de sedimentos clásticos em uma ampla depressão denominada de Depressão Afro-Brasileira. Nenhum registro desse estágio é observado na Bacia Potiguar .
O estágio Sin-Rifte II (Fig. 2.4B), do Neocomiano ao Eobarremiano, é caracterizado pelo desenvolvimento de bacias rifte controladas por falhas de rejeito preferencialmente normal. Suas geometrias internas são definidas por meio-grábens assimétricos, a exemplo do rifte Neocomiano da Bacia Potiguar emersa e demais riftes intracontinentais do Nordeste Brasileiro. Durante essa fase ocorre a deposição dos sedimentos da Formação Pendência na Bacia Potiguar.
No estágio Sin-Rifte III (Fig. 2.4C), durante o Neobarremiano, o processo distensional começou a concentrar a deformação ao longo da futura margem continental, causando uma grande mudança na cinemática do rifte. Na Bacia Potiguar, esse evento provocou um deslocamento do eixo de rifteamento para a porção submersa da bacia, ao mesmo tempo em que causou um soerguimento e erosão na porção emersa. A direção de transporte tectônico mudou de NW-SE para E-W, com movimentos predominantemente transtrativos dextrais, em resposta ao processo de deriva continental. O registro dessa fase na Bacia Potiguar é restrito a porção submersa, na Formação Pescada.
A sedimentação na Bacia Potiguar, tanto no estágio Rifte II como no Sin-Rifte III, foi tipicamente continental, num sistema deposicional flúvio-lacustre.
Mais tarde, Matos (2000) propõe uma nova abordagem para a evolução tectono-sedimentar da Margem Equatorial Atlântica, levando em consideração que os mecanismos até então aceitos não explicavam corretamente a cinemática e a geometria observada nas bacias de margem transformante. Sendo assim, ao invés de caracterizar as tectono-sequências em Pré, Sin e Pós-Rifte, o autor subdividiu a evolução tectônica da margem equatorial, em resposta à dinâmica das placas durante a fragmentação do Gondwana, em três estágios deformacionais, denominados de pré-, sin- e pós- movimentação transformante. Reconheceu ainda feições geométricas originadas por
cisalhamento simples, como bacias do tipo pull-apart e estruturas pop-up, associadas à
O estágio Pré-transformante compreende a fase pré-deriva continental, sendo subdividido em Pré-Transtração e Sin-Transtração. O primeiro sub-estágio é representado na Bacia Potiguar pela seção rifte Neocomiana da Formação Pendência, presente nos grábens das porções emersa e submersa. O segundo sub-estágio é representado na bacia pela seção Barremiana da Formação Pendência e Aptiana Inferior da Formação Pescada, presentes apenas na porção submersa da bacia e pela seção Aptiana superior da Formação Alagamar, presente nas porções emersa e submersa.
O estágio Sin-Transformante é dominado por eventos transtrativos e transpressivos, marcados por afinamento litosférico (Fig. 2.5). A cinemática é dominada por uma tectônica transcorrente dextral, caracterizada por um sistema de falhas direcionais associadas a falhas normais e reversas. Falhas direcionais oblíquas e dobras formam-se como resultado de regimes distensionais e compressionais simultâneos, no plano horizontal (Matos, 2000). A assinatura do cisalhamento e as feições pull-apart Figura 2.4. Modelo de reconstrução tectônica do nordeste brasileiro e sudoeste
originadas podem ser reconhecidas ao longo de toda a margem equatorial e sua magnitude varia com a distância das principais zonas transformantes.
O estágio Pós-Transformante registra o domínio da deriva continental (drifte), caracterizado por segmentos tipicamente da margem passiva, com pouca influência tectônica das zonas transformantes. É representado na Bacia Potiguar pelas seções Turoniana-Campiniana Inferior da Formação Jandaíra e Campaniana Superior recente das formações Ubarana, Tibau e Guamaré.
2.2.2. ARCABOUÇO ESTRUTURAL
A Bacia Potiguar emersa exibe estilo estrutural controlado por regime tectônico
distensional. Este confere à região um arcabouço composto por sistemas de horsts (altos
internos) e grábens orientados segundo o trend estrutural NE-SW (Fig. 2.6). A
arquitetura interna da bacia rifte é regida, fundamentalmente, pelas zonas de
anisotropias do embasamento (Bertani et al., 1990).
Figura 2.5. Distribuição da deformação na Margem Equatorial Atlântica durante o
O Rifte Potiguar é limitado a leste e a oeste pelos sistemas de falhas de Carnaubais e Areia Branca, respectivamente. Constituem dois importantes conjuntos de falhas lístricas normais, que teriam se desenvolvido durante uma reativação mesozóica de zonas de cisalhamento neoproterozóicas. As profundidades máximas de deslocamento são estimadas entre 20 e 22 km (Matos, 1987 e 1992).
O arcabouço estrutural do Rifte Potiguar é constituído por um conjunto de grábens e meio-grábens assimétricos, basculados para SE. São separados por altos do embasamento formados por litotipos diversos com direção preferencial para NE-SW. O rifte é margeado pelas plataformas rasas de Aracati, a oeste, e Touros, a leste.
Os grábens de Apodi, Umbuzeiro, Guamaré e Boa Vista, situados na porção emersa da bacia (Fig. 2.6), são preenchidos por sequências sedimentares do Eocretáceo. Mostram forma assimétrica e apresentam feições lineares de direção NE-SW, limitados a SE e NW por falhas que ultrapassam 5.000 m de rejeito. Na porção submersa, os
Figura 2.6. Mapa do arcabouço tectônico e do embasamento da Bacia Potiguar
grábens também são assimétricos, com eixos orientados subparalelos à linha de costa (Bertani et al., 1990).
Soares & Rossetti (2005) descrevem espessuras sedimentares para os grábens de Umbuzeiro e Apodi de cerca de 6.000 m e 5.000 m, respectivamente (Fig. 2.7). Enquanto que Neves (1989), na região dos grábens de Boa Vista e Guamaré, estima uma profundidade média do embasamento de 2.500 m e espessura sedimentar média de 1.500 m. Tais profundidades são, relativamente, menores que as observadas nos grábens de Apodi e Umbuzeiro, evidenciando o caráter assimétrico do Rifte Potiguar.
Os altos internos consistem de cristas alongadas do embasamento separando os
principais grábens. Os horts de Quixaba, Serra do Carmo e Macau representam os
principais altos internos da bacia, sendo compostos por blocos de gnaisses, migmatitos ou xistos soerguidos por falhas normais, mostrando-se subparalelos aos eixos dos grábens adjacentes. Normalmente, não ocorrem sequências do Cretáceo Inferior devido à erosão ou não deposição (Bertani et al., 1990).
As plataformas do embasamento que limitam os grábens centrais, a leste e a oeste, são denominadas de Touros e Aracati. Nesta região, o embasamento é menos afetado por falhas, as quais apresentam rejeitos de dezenas a poucas centenas de metros. As plataformas do embasamento são normalmente recobertas por sedimentos do Aptiano e Cretáceo Superior na parte emersa e também por sequências terciárias na parte submersa (Bertani et al., 1990).
Figura 2.7. Seção geológica AA’ transversal aos grábens de Apodi e Umbuzeiro e o
2.2.2.1. GRABEN APODI
O Gráben de Apodi é descrito por Matos (1992) como parte de um meio-gráben conjugado. Sua arquitetura interna estaria controlada pelo baixo ângulo de emergência de duas falhas normais, geradas em duas fases, com início no Neocomaniano Inferior, quando um meio-gráben simples teria se formado ao longo da Falha de Baixa Grande. Um segundo deslocamento, a oeste do alto de Quixaba (Fig. 2.7), teria se tornado ativo em uma etapa tardia da fase sin-rifte. Assim, outro meio-gráben teria sido gerado e uma estruturação descrita como cunha distensional triangular. Tal estruturação é conceitualmente semelhante a uma zona triangular de cinturões compressivos, onde, nesse contexto, o segmento NW-SE, a Falha de Apodi, seria uma falha de transferência. O Gráben de Apodi se diferencia do restante da bacia pela presença de uma terceira
falha normal de direção NE-SW, a Falha de Mulungu (Hoerlle et al., 2007).
2.2.2.2. GRÁBEN DE UMBUZEIRO
O Gráben de Umbuzeiro é considerado a principal feição morfo-estrutural do meio-gráben basculado formador do Rifte Potiguar emerso (Matos, 1987). É limitado a sul pelo Sistema de Falhas de Apodi (segmento NW) e Baixa Grande (segmento NE), que é paralelo a Falha Carnaubais. Constitui um meio-gráben basculado com profundidades que atingem cerca de 5.000 m (Pontes, 2005). Os altos de Quixaba, na porção SW, e de Macau, na porção NE, estão em geral encobertos por rochas de sua fase transicional (Formação Alagamar). Contudo, eles podem apresentar espessuras significativas das sequências sin-rifte mais velhas posicionadas entre o embasamento e a Formação Alagamar.
2.3. ESTRATIGRAFIA
O preenchimento sedimentar da Bacia Potiguar inclui os registros de diversos estágios tectônicos, tendo sua história deposicional diretamente ligada à evolução da margem continental brasileira (Matos, 1992). O arcabouço estratigráfico de toda a bacia é uma atualização dos diagramas de Souza (1982) e Lima Neto (1989) por Araripe & Feijó (1994), com a evolução dos conhecimentos sobre a bacia, em função da crescente atividade exploratória de hidrocarbonetos (Lira et al., 2006).
2.3.1 GRUPO AREIA BRANCA
Denominação proposta por Araripe & Feijó (1994) para reunir as formações Pendência, Pescada e Alagamar, não havendo registros da segunda na porção emersa da bacia (Lira et al., 2006).
Formação Pendência
Esta formação é constituída essencialmente por depósitos lacustrinos, fluvio-deltaicos e de leques fluvio-deltaicos. Della Fávera et al. (1992) individualizaram quatro sequências deposicionais de terceira ordem, limitadas por discordâncias e suas
Figura 2.8. Coluna cronoestratigráfica da Bacia Potiguar, parte emersa
concordâncias relativas, apoiadas em critérios sismoestratigráficos, dados litoestratigráficos e bioestratigráficos de poços (Soares & Rossetti, 2005).
Nas sequências 1 e 2 (fases deposicionais de lago profundo), o empilhamento estratigráfico é agradacional na margem falhada e retrogradacional na margem flexural, com predomínio de uma sedimentação lacustre com fluxos gravitacionais de arenitos e conglomerados. Nas sequências 3 e 4 (sistemas deltaicos de lago raso), o empilhamento estratigráfico é dominante progradacional, onde a sedimentação predominante é flúvio-deltaica, com contribuição de sistemas deposicionais axiais e provenientes da margem flexural (leques deltaicos empilhados) da calha tectônica.
Formação Alagamar
Corresponde ao topo do Grupo Areia Branca, seu nome designa a seção areno-carbonática sotoposta em discordância à Formação Açu (Souza, 1982). A Formação Alagamar era inicialmente constituída pelo Membro Upanema, Camadas Ponta do Tubarão, Membro Galinhos, Membro Aracati. Posteriormente, as rochas do Membro Aracati foram incluídas na Formação Açu. A Formação Alagamar passou a ser composta pelo Membro Upanema, sotoposto às Camadas Ponta do Tubarão e Membro Galinhos, no topo da sequência transicional (Araripe & Feijó, 1994).
O Membro Upanema (fluvio-deltaico) é caracterizado por arenito fino e grosso, cinzento e folhelho cinza-esverdeado. Já as Camadas Ponta do Tubarão (lagunar), formadas por calcarenito e calcilutito ostracoidais, intercaladas com folhelho cinza-esverdeado ou escuro, euxínico. O Membro Galinhos (nerítico) é essencialmente pelítico, com folhelho cinza-escuro e calcilutito creme-claro. A idade da Formação Alagamar é Neoalagoas, com base em datações bioestratigráficas com palinomorfos e ostracodes.
2.3.2. GRUPO APODI
Este grupo teve as sua primeira designação por Oliveira & Leonardos (1943
Formação Açu
A Formação Açu foi depositada do Albiano ao Cenomaniano, sendo formalizada por Kreider & Andery (1949 apud Araripe & Feijó, 1994) para designar os arenitos finos e grossos esbranquiçados, intercalados com folhelho e argilito verde-claro e siltito castanho-avermelhado, aflorando nas bordas da bacia e se sobrepondo discordantemente à Formação Alagamar. Lateralmente, interdigita-se com as rochas carbonáticas da Formação Ponta do Mel e com os clásticos da Formação Quebradas. Encontra-se sotoposta concordantemente com a Formação Jandaíra (Araripe & Feijó, 1994).
Formação Quebradas
Esta formação teve sua primeira definição por Souza (1982) como membro da Formação Ubarana, sendo proposta sua elevação a categoria de formação por Araripe e Feijó (1994). A Formação Quebradas é caracterizada predominantemente por arenito fino cinza-claro, folhelho e siltito cinza-esverdeado, tendo sua posição estratigráfica entre os arenitos Açu e os pelitos da Formação Ubarana, com os quais se interdigita lateralmente. O contato superior da Formação Quebradas é concordante com a Formação Jandaíra. O Membro Redonda é formado por intercalações de arenito, folhelho e siltito, enquanto que o Membro Porto do Mangue é representado sobretudo por folhelho e arenito subordinado (Araripe & Feijó, 1994). As datações bioestratigráficas disponíveis apontam para idades cenomanianas. O ambiente deposicional interpretado inclui plataforma e talude, com a importante presença de turbiditos.
Formação Jandaíra
Sampaio & Schaller (1968 apud Araripe & Feijó, 1994) propuseram a
denominação de Formação Jandaíra para designar os calcários aflorantes de alta energia sobrepostos aos arenitos da Formação Açu. Esta unidade é composta por calcarenito bioclástico a foraminíferos bentônicos, por vezes associados a algas verdes, ocorrendo também calcilutito com marcas de raízes, dismicrito e gretas de contração (Araripe & Feijó, 1994). Este conjunto de fácies aponta para um ambiente de planície de maré (Monteiro & Faria, 1988 apud Araripe & Feijó, 1994).
Formação Ubarana. A Formação Jandaíra é datada como turoniana a mesocampaniana, a partir de seu conteúdo fossilífero (Araripe e Feijó, 1994) e suas maiores espessuras são estimadas em torno de 650 m.
2.3.3. GRUPO AGULHA
Definida por Araripe & Feijó (1994) para designar os depósitos clásticos e carbonáticos de alta e baixa energia das formações Ubarana, Guamaré, Tibau e Barreiras. Dentre as quais, apenas as duas últimas ocorrem na porção emersa da bacia. Representa uma megassequência regressiva, com importantes corpos turbidíticos.
Formação Tibau
Tendo sido proposta por Silva (1966 apud Araripe & Feijó, 1994) para designar
os depósitos clásticos grossos sobrepostos aos carbonatos Guamaré, esta formação é caracterizada por arenito grosso hialino e interdigita-se lateralmente com as formações Guamaré e Barreiras. O ambiente deposicional dominante é o de leques costeiros, atuantes deste o Neocampaniano ao Holoceno.
Formação Barreiras
Denominada originalmente de Série Barreiras por Morais Rego (1930) para caracterizar as camadas variegadas, com leitos de areias inconsistentes e concreções ferruginosas que ocorrem desde o vale do rio Amazonas até a costa norte, nordeste e
leste brasileiro (Angelim et al., 2007). Seus sedimentos ocorrem ao longo de uma faixa
próxima ao litoral potiguar em forma de tabuleiros, por vezes constituindo falésias. Essa formação é composta por arenitos de granulometria grossa a conglomerática, areias grossas e finas em geral quartzosas e feldspáticas, com coloração variada (vermelho, roxo e creme), intercaladas por lentes de argila.
2.3.4. MAGMATISMO
Magmatismo Rio Ceará-Mirim
Está presente ao longo da borda da bacia na forma de diques de diabásio toleiítico, orientados na direção preferencial E-W. Representando o evento mais antigo da Bacia Potiguar, com idades de 120 e 140 Ma, os diques apresentam comprimentos métricos de até cerca de 10 km de extensão, sofrendo uma inflexão para sudoeste,
associados à movimentação transtracional que deu origem ao Rifte Potiguar (Angelim et
al., 2007). Araripe & Feijó (1994) consideram que esta formação equivale à Formação
Cabiúnas das bacias de Campos e do Espírito Santo.
Magmatismo Serra do Cuó
Corresponde a um evento magmático pouco conhecido na bacia, datado do Santoniano-Campaniano (83 Ma), formado principalmente por diques de diabásio com tendência alcalina, também ocorrem na forma de derrames e soleiras, intrudidos na base da Formação Açu, a leste da cidade de Assu.
Magmatismo Macau
Foi definido por Mayer (1974 apud Araripe & Feijó, 1994) para designar os derrames de olivina-basalto afanítico, do Eoceno-Oligoceno, intercalados com rochas sedimentares das formações Tibau, Guamaré e Ubarana. Os corpos do vulcanismo Macau ocorrem numa extensão de cerca de 100 km da porção emersa da bacia (Angelim
CAPÍTULO 3
FIGURA 3.1. Tipos de estruturas desenvolvidas em sistemas distensionais (Fonte: Earth Science Austraila).
3. GEOMETRIA DAS FALHAS DISTENSIONAIS
As falhas consistem em descontinuidades em uma rocha, onde ocorreram deslocamentos diferenciais. Deslocamento é um termo geral para definir o movimento relativo dos dois lados da falha, medido em qualquer direção (Groshong, 1999; Peacock, 2000). Um falhamento ocorre quando o limite de coesão interno da rocha é ultrapassado, quando submetido à ação de tensões cisalhantes. As falhas podem ser classificadas de acordo com a sua cinemática ou com suas características geométricas.
Grábens, horsts e hemi-grábens são típicas estruturas regionais desenvolvidas em sistemas distensionais, que incluem falhas normais, reversas, inversas e transcorrentes (Fig. 3.1).
- Falhas Normais: São caracterizadas por apresentarem o eixo principal de tensão
vertical, e o eixo de maior alívio praticamente horizontal . Sendo assim,
relaciona-se, via de regra, a uma distensão da crosta terrestre (Pontes, 2005). Também se encontra associado a estiramento radial centrífugo em cristas de anticlinais ou estrutura dômicas (Peacock, 2000).
- Falhas reversas ou de empurrão: são caracterizadas por um eixo de tensão máxima
essencialmente horizontal , com direção máxima de alívio vertical . O seu
com a horizontal, sendo comumente observados mergulhos em torno de 30° (Pontes, 2005). Este tipo de falha é, comumente, associada a processos de encurtamento crustal, implicando em esforços compressionais e tangenciais, os quais podem resultar, secundariamente, de um tectonismo vertical e deslizamento gravitacional. Assim, sua presença não indica necessariamente que a crosta esteja sendo encurtada (Park, 2004).
- Falhas inversas: Assim como as falhas de empurrão acomodam o encurtamento crustal este tipo de falha difere das falhas reversas por resultar de um mergulho entorno de 60°. A explicação reside no fato que essas falhas podem ser uma reativação de falhas normais ou que os seus principais eixos de tensão não são necessariamente horizontais em profundidade (Gaspar, 2010). As trajetórias de tensão se tornam inclinadas e/ou curvadas como resultado de variações no estado de tensão lateral e verticalmente (Davis & Reynolds, 1996).
- Falhas transcorrentes ou de rejeito direcional: O movimento é principalmente
horizontal, ou seja, e são horizontais. As falhas transcorrentes resultam de
movimentos cisalhantes ao longo de um plano vertical ou subvertical (Park, 2004).
3.1. FALHA NORMAL
O termo “falha normal” foi utilizado originalmente em minas de carvão do
século XIX na Inglaterra, por ser o tipo de falha mais comum, sendo assim chamada de falha normal pelos mineiros (Peacock, 2000). As falhas normais podem apresentar, ou não, superfícies de deslocamento. Estas superfícies de menor resistência têm um papel significativo no controle do modo e taxa de deformação e, consequentemente no estilo de distensão superficial (Gaspar, 2010).
Segundo Wernicke & Burchfiel (1982), as falhas podem ser divididas em duas classes, rotacionais e não-rotacionais, podendo ser subdivididas em duas categorias baseadas em suas possíveis geometrias em falhas planares (rotacionais ou não) e falha lístricas rotacionais.
3.2. FALHAS PLANARES
Normalmente, as falhas planares não-rotacionais assumem um arranjo em horst
FIGURA 3.2. Falhas planares não-rotacionais em arranjo horst e graben (Fonte: Earth Science Austraila).
O arranjo de falhas planares rotacionais é denominado dominó (Fig. 3.3). Este tipo de geometria permite a acomodação de uma grande quantidade de distensão, com uma pequena deformação interna dos blocos. Assumindo que o bloco alto não sofre deformação, a geometria em dominó pode se desenvolver de duas formas, sem ou com deslocamento basal.
No modelo sem deslocamento basal, os blocos falhados são “unidos” as camadas
sobrepostas e sotopostas, sendo que, a camada falhada não é suficientemente “frágil”
para ser descrita como deslocamento, considerando-se então como uma zona de cisalhamento (Pontes, 2005). No modelo com deslocamento basal, a ausência de outras superfícies de deslocamento força as camadas a distensão, o que facilita a formação desta geometria (Stewart & Argent, 1999). Arranjos dominados por uma única polaridade são particularmente comuns em sistemas de deslizamento gravitacional. Estes sistemas são controlados pelo peso de uma camada rochosa escorregando sobre outra relativamente menos competente. Tal deslizamento é denominado de descolamento (detachment) (Price & Cosgrove, 1990) (Fig. 3.4).
3.3. FALHAS LÍSTRICAS
São falhas planares que apresentam variações de mergulho no plano de falha,
onde os estratos do teto podem colapsar, formando assim estruturas em kink band (Fig.
3.5). Esta variação no mergulho do plano de falha gera duas superfícies imaginárias, denominadas de superfície axial ativa, que é fixa em relação ao teto, e superfície axial inativa, que migra com o teto e define um plano que separa a porção colapsada da não colapsada. Os estratos entre a superfície de falha e a superfície axial ativa permanecem inalterados até cruzarem o plano definido por essa última, quando são colapsados e cisalhados (Pontes, 2005). As porções do teto de fora dos limites destas superfícies têm o transporte de partículas controlado por translação paralela aos diferentes segmentos de
falha. O mergulho da superfície ativa é controlado pela reologia do corpo rochoso, essencialmente por seu ângulo de fricção interna (Xiao & Suppe, 1992).
Pode-se considerar uma falha lístrica como sendo um somatório de várias quebras de mergulho, de modo a formar uma superfície curva que tende a horizontalizar em profundidade (Xiao & Suppe, 1992). O somatório do colapso provocado por sucessivas quebras de mergulho do plano de falha gera uma estrutura de rollover, também denominada de anticlinal de compensação (Fig. 3.5).
3.4. ZONAS DE TRANSFERÊNCIA
No abatimento dos blocos, pode também haver movimentação ao longo de falhas cruzadas, com fortes componentes de deslocamento direcional ou mesmo transcorrentes (Fig. 3.6). As falhas desse tipo que afetam o pacote sedimentar e o embasamento adjacente são chamadas zonas ou falhas de transferência, transferentes,
compartimentais ou transversais (transfer, compartmental - Harding, 1983; Gibbs,
1984, 1987; Sengor et al., 1985).
FIGURA 3.5. Fotografia de um modelo de areia simulando um arrasto das camadas junto à falha normal lístrica (Modificado de Hoerlle et al., 2007).
As zonas de transferência permitem a acomodação da distensão entre segmentos de falhas individuais ao longo do comprimento da zona de deformação de uma bacia. Embora a presença desta zona implique em uma relação geométrica entre as falhas, não determina que haja uma relação cinemática ou mecânica entre elas. Trabalhos anteriores em bacias sedimentares identificaram dois tipos principais de zonas de transferência entre os pontos de falha com distribuição espacial en echelon (Bally, 1981; e Gibbs, 1984).
-Falhas de transferência (hard-linkage) (Fig. 3.7A).
-Zonas ou rampas de revezamento (soft-linkage) (Fig. 3.7B).
Essas falhas podem ser lístricas em profundidade ou não, de todo modo ligando-se a patamares da zona de descolamento do sistema distensional. A essas falhas com forte componente inversa ou direcional, podem se associar duplexes e outras feições, tornando o sistema distensional intrincado. A Figura 3.8 ilustra duplexes ou estruturas
em flor. Eventuais mudanças temporais do sentido de movimentação, especialmente
com desenvolvimento de novas falhas, resultam em geometrias mais complexas (Fig. 3.9).
FIGURA 3.7. Dois tipos principais de zonas de transferência: (A) Falha de transferência (hard-linkage); e (B) zonas ou rampas de revezamento (soft-linkage).
Lister et al. (1985) mostraram as relações geométricas existentes entre falhas de transferência e diversos elementos estruturais associados às bacias interiores e margens continentais (Figura 3.10). As zonas de transferência podem separar compartimentos com diferentes polaridades e cada segmento pode ter assinatura própria na evolução de uma margem continental ou bacia interior.
FIGURA 3.8. Falha de transferência que pode configurar estrutura em flor, articula-se em profundidade com a zona de deslocamento do sistema distensional (Modificado de Gibbs, 1987).
CAPÍTULO 4
4.1 GRAVIMETRIA
A Gravimetria é uma metodologia utilizada pela prospecção geofísica que consiste na determinação das variações do campo gravitacional principalmente sobre a superfície da Terra de maneira a investigar as estruturas e/ou concentrações minerais em subsuperfície (Luiz & Silva, 1995). O método baseia-se no contraste de densidade dos materiais subjacentes que provocam distorções ou perturbações (anomalias) sobre o campo gravitacional (Silva, 1997). Tais irregularidades (anomalias) são interpretadas como resultado das variações laterais na densidade dos materiais da subsuperfície, provocadas por estruturas geológicas ou corpos rochosos com diferentes densidades (Telford et al., 1990).
O método gravimétrico tem sido muito utilizado pela Geologia na elucidação de inúmeros problemas, que vão desde o estudo da forma da Terra, estudos de isostasia, passando pela estrutura crustal e até pelo entendimento da forma do substrato de bacias sedimentares, forma de plútons graníticos e na prospecção de minérios (Silva, 1997). Este método tem como princípio a descoberta da força da gravidade por Galileu Galilei, em 1590, e a sua quantificação por Isaac Newton, em 1687, através da lei que rege a atração dos corpos (Luiz & Silva, 1995). De acordo com essa lei, as massas são atraídas, uma a outra, com uma força diretamente proporcional ao seu produto e inversamente proporcional ao quadrado da distância que as separa, o que pode ser representado através da seguinte fórmula:
em que G é a constante de gravitação universal, e seu valor no sistema cgs é de
aproximadamente 6,67 x 10-8 dina.cm²/g².
As primeiras medidas da aceleração da gravidade datam de 1673, quando Huygens descobriu que o valor absoluto da gravidade poderia ser determinado observando-se a oscilação de um pêndulo (Luiz & Silva, 1995). Em 1749, Pierre
Bouguer publica o trabalho Determinação da forma da Terra, onde relata sua viagem
pelos Andes, iniciada em 1735, com o propósito de medir um grau do meridiano próximo do Equador. Durante essa viagem, Pierre Bouguer, efetua observações gravimétricas em altitude pondo em evidência a anomalia que tem seu nome. A partir de
F = G . m1 . m2
1881, a obtenção de medidas relativas da aceleração da gravidade propiciou um aumento considerável no número de observações. Os dados assim coletados, bem mais precisos, passaram a ser usados basicamente para resolver problemas geodésicos, relacionados à forma da terra e/ou a estrutura interna do nosso planeta em escala global (Luiz & Silva, 1995.).
O uso da Gravimetria na prospecção geológica foi iniciado em 1901, na Hungria, com o Barão Eötvös, que empregou um instrumento, desenvolvido por ele em 1896, para medir as componentes horizontais do gradiente de aceleração da gravidade (balança de torção). Em 1924, medidas da gravidade efetuadas com o instrumento desenvolvido por Eötvös possibilitou a descoberta do Domo Nash, no Texas, provavelmente a primeira descoberta de estrutura acumuladora de óleo efetuada por meio de um método geofísico (Lafehr, 1980).
No início dos anos 30, foi introduzido outro tipo de instrumento, denominado gravímetro, mais portátil e menos sensível a topografia do que as balanças de torção. Este instrumento permitia leituras em tempo muito mais reduzido. O tempo necessário para uma leitura com as balanças de torção é superior à uma hora, enquanto com os gravímetros necessita-se apenas de 3 a 5 minutos. Este instrumento deu novo impulso à aplicação da Gravimetria na prospecção geológica (Luiz & Silva, 1995).
A aplicação da Gravimetria na prospecção inclui o reconhecimento regional de estruturas geológicas a procura de estruturas armazenadoras de petróleo e gás, bem como depósitos de minerais economicamente importantes. O método gravimétrico é mais uma técnica utilizada para a compreensão da densidade dos materiais rochosos em profundidade, inacessíveis a serem investigados diretamente.
4.1.1 BANCO DE DADOS GRAVIMÉTRICOS
Os dados gravimétricos utilizados nesta pesquisa provêm de vários levantamentos independentes realizados por diversas universidades (UFC, UFRN, UFOP, USP, UFPA, entre outras), instituições de pesquisa e órgãos governamentais (Petrobras, CPRM, ANP, IBGE). A Figura 4.1 mostra a distribuição das estações de medidas estabelecidas na área pesquisada.
efetuadas no conjunto de dados gravimétricos terrestres. Os dados corrigidos foram referenciados à Rede Internacional da Padronização Gravimétrica de 1971 (IGSN-71).
4.1.2. MAPA DE ANOMALIAS BOUGUER
O mapa de anomalias Bouguer foi confeccionado a partir da interpolação dos dados gravimétricos, em uma malha regular de 500 m, utilizando o método de
interpolação kriging. Para a interpolação da malha, foi calculado um semi-variograma
que apresenta a correlação dos dados como uma função da distância. A análise do semi-variograma permitiu selecionar os parâmetros do modelo que melhor define a variância do conjunto de dados.
porção continental, as anomalias negativas estão associadas as rochas de menor densidade da crosta continental, cuja espessura podem ultrapassar 30 km no interior do continente (De Castro et. al., 1998).
4.1.3. SEPARAÇÃO REGIONAL/RESIDUAL
A separação das componentes regional e residual do campo anômalo (Fig. 4.3) foi possível através da aplicação do filtro espectral gaussiano, que separa os conteúdos de baixa frequência relacionados às anomalias regionais dos de alta frequência relacionados às anomalias residuais a partir da análise do espectro de potência dos dados gravimétricos no domínio do número de onda (Fig. 4.4).
Este filtro consiste de um operador matemático que atua como passa-baixa ou passa-alta frequências do sinal escolhido no domínio do número de onda. A componente regional ou de baixa frequência corresponde às fontes gravimétricas mais profundas da interface crosta-manto e a componente residual ou de alta frequência relaciona-se a fontes gravimétricas mais rasas, na crosta superior.
Após vários testes, o valor da frequência de corte que melhor separa as componentes regionais e residuais foi de 0,53 ciclos/km.
4.1.4. MAPA DE ANOMALIAS REGIONAIS
O mapa de anomalias regionais está caracterizado por anomalias gravimétricas bastante suaves de longo comprimento de onda, associadas a um gradinte gravimétrico
A
B
C
FIGURA 4.3. Mapas de anomalias Bouguer (A), Regional (B) e Residual (C).
positivo de caráter regional variando entre -12 a 162 mGal, com sentido de SW para NE (Fig. 4.5). Esta variação gradual do efeito gravimétrico é provocada pelo afinamento
crustal ao longo do trend Cariri-Potiguar. Uma anomalia negativa (–5 mGal), com
longo a médio comprimento de onda e eixo principal WNW-ESSE, surge a NW da cidade de Mossoró (RN) (Fig. 4.5 (1)), sugerindo a presença de um déficit de massa
profundo na porção NW do Rifte Potiguar (Pedrosa Jr. et. al., 2010).
4.1.5 MAPA DE ANOMALIAS RESIDUAIS
O mapa de anomalias residuais demonstra assinaturas gravimétricas do arcabouço estrutural da Bacia Potiguar (Fig. 4.6). A porção NW do mapa é marcada por máximos gravimétricos de até 19,00 mGal, onde a geologia local de superfície diz respeito a rochas supracrustais da Faixa Jaguaribe, rochas sedimentares da Formação Barreiras e sedimentos holocênicos.
