FALHA DE TRANSFERÊNCIA DE CARITÁ:
O SIGNIFICADO TECTÔNICO NO
FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO
Reitor
Dirceu do Nascimento
Vice-Reitor
Marco Antônio Tourinho Furtado
Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação
Newton Souza Gomes
ESCOLA DE MINAS
Diretor
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Vice-Diretor
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DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Chefe
Cézar Augusto Chicarino Varajão
CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA – VOL. 08
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
Nº 220
FALHA DE TRANSFERÊNCIA DE CARITÁ:
O SIGNIFICADO TECTÔNICO NO
RIFTE DO RECÔNCAVO-TUCANO-JATOBÁ, NE BRASIL
Dabylson Victor Farias Vasconcellos
Orientador
Caroline Janette Souza Gomes
Co-orientadores
Luciano Portugal Magnavita e Nivaldo Destro
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito
parcial à obtenção do Título de Mestre em Ciências Naturais, Área de Concentração: Geologia Estrutural/Tectônica.
OURO PRETO
2003
Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br Escola de Minas - http://www.em.ufop.br
Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/
Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita
35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais
Tel. (31) 3559-1605, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: pgrad@degeo.ufop.br
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ISSN 85-230-0108-6
V331f Vasconcellos, Dabylson Victor Farias.
Falha de transferência de caritá [manuscrito]: o significado tectônico no Rifte do Recôncavo - Tucano - Jatobá, NE Brasil. / Dabylson Victor Farias Vasconcellos. – 2003.
xvii, 66f.: il. color., mapas (Contribuições às Ciências da Terra. Série M, v. 8, n. 220).
Orientadora: Profª Drª Caroline Janette Souza Gomes. Co-Orientador: Prof. Luciano Portugal Magnavita. Co-Orientador: Prof. Nivaldo Destro.
Dissertação (Mestrado) – Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas. Departamento de Geologia. Programa de pós-graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais.
Área de concentração: Geologia Estrutural / Tectônica.
Para: Lorena, Marina, Alessandra,
Thyara, Luan e George.
Agradecimentos
Expresso aqui meus sinceros agradecimentos às seguintes pessoas e instituições:
Aos meus familiares, especialmente minhas tias Líbia e Ruth, aos meus pais Alexandre e Adenir, carinhosamente ofereço o meu muito obrigado.
Ao convênio Petrobras/Ufop, pela possibilidade de realização do curso de mestrado.
Aos orientadores Profa. Dra. Caroline Janette Souza Gomes pelo incentivo e discussão do
trabalho; ao Dr. Luciano Portugal Magnavita pela sugestão do tema, apoio e discussões e ao Dr. Nivaldo Destro pelo constante incentivo, entusiasmo contagiante e pelas estimulantes discussões no campo e durante a confecção da tese.
À Hortência Viana de Azevedo, Nair Soares Martins do Nascimento, Gilberto Andrade Lopes e Marluce Borges, o meu eterno agradecimento.
Aos geólogos Renato Pimenta de Azevedo, Sandro Rosito Mércio, Luiz Alberto Santos, Maria Alice do Nascimento Aragão, Antônio Admilson Peraro, pelo incentivo.
Aos geólogos Rangel Borges dos Santos Filho, Isabela Pereira Moreira Santos, Antônio Fernando Menezes Freire, Robson Witzcs, Fernando Taboada Fontes, Gilmar Vital Bueno, Arthur Dutra, Nelson Carvalho e Nelson Alberto Tesch pelo incentivo e companheirismo nos momentos mais difíceis.
Aos colegas Anderson, Cristiane Castaneda e Tunico, Carla, Heitor, Ricardo Decker, Celestino, Vitalino, Marcus Hoerlle, João Marinho, Romero, Chicão, Plínio, Rúbia, Valdomiro, Alexandre, Anselmo e Tolentino pelo agradável convívio ao longo do curso de mestrado.
Às colegas da Petrobras/Gelab (Bahia), Soninha, Mirian e Rita Koga pelo apoio dispensado. Aos colegas da Petrobras/Geodésia (Bahia), Gilson, Luis Alberto, Ezaú, Brasileiro, Carvalho, Filgueiras, João Mário, Raimunda, Paulo, Valdo, Valdemir, Vinícius e Walter, pelo apoio, compreensão e estímulo que foram fundamentais na reta final desta dissertação.
Aos colegas da Petrobras/Cenpes, João Cláudio, Rizzo, Peter Szatmari, Saracchini, Pelon, Françolin, Palermo, Faccion, Elenice, Daniel, Sebastião, Vanda e Cleber, por todo o apoio dispensado.
Aos professores e funcionários da Ufop/Degeo, a minha eterna gratidão.
Agradeço, de coração, àquelas pessoas que direta ou indiretamente contribuíram para a realização deste trabalho e que, por ventura, não tenham sido aqui mencionadas.
Sumário
AGRADECIMENTOS ...…...…... ix
LISTA DE FIGURAS ... xiii
RESUMO ...…... xv
ABSTRACT ...…...xvii
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO ... 01
1.1. Apresentação e justificativa do estudo realizado ... 01
1.2. Objetivos ...…... 02
1.3. Método de trabalho ... 02
1.4. Localização e acesso à área de estudo ... 02
1.5. Elaboração da Dissertação ... 04
CAPÍTULO 2. CONTEXTO GEOLÓGICO ...…... 06
2.1. Introdução ... 06
2.2. Embasamento da bacia ... 06
2.3. Estratigrafia e evolução tectônica ...…... 11
2.4. Arcabouço estrutural ...…... 12
2.5. As falhas transversais ... 16
CAPÍTULO 3. RIFTES DISTENSIONAIS ... 21
3.1. Introdução ...…... 21
3.2. Anatomia dos riftes ... 20
3.3. As falhas transversais dos riftes ... 26
3.4. Falhas de transferência ... 28
3.4.1. Estruturas de revesamento ... 28
3.4.2. Zonas de acomodação ...……... 28
3.4.3. Zonas de transferência ... 29
3.4.4. Falhas de transferência ...…... 30
CAPÍTULO 4. ANÁLISE DE PALEOTENSÃO ... 35
4.1. Introdução ... 35
4.2. Métodos aplicados ... 35
4.2.1. Método Arthaud ... 36
4.2.2. Método dos diedros retos ... 38
4.2.3. Método de Aleksandrowski ... 39
4.3. Determinação das paleotensões no Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ... 40
CAPÍTULO 5. THE CARITÁ TRANSFER FAULT, RECÔNCAVO-TUCANO-JATOBÁ
RIFT, NE BRAZIL ………...……… 41
Abstract ...………...…….……... 41
5.1. Introduction ...…...………...…...……… 42
5.2. Geologic setting ...…………...…...……... 44
5.3. The Caritá Fault and associated structures ……...…..……….………...…. 48
5.3.1. The Caritá Fault ...……...………..………... 50
5.3.2. Conjugate faults and E-W-trending faults …...…...………..………... 53
5.4. Thel nature of the Caritá Fault .……….………..……..……….…...…. 56
5.5. Tectonic significance of the Caritá Fault .……...…………... 56
5.6. Conclusions ...…... 60
CAPÍTULO 6. CONCLUSÕES ... 63
Lista de Figuras
CAPÍTULO 1
Figura 1.1. Mapa de localização do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ... 03
CAPÍTULO 2 Figura 2.1. Mapa do arcabouço estrutural do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ... 06
Figura 2.2. Mapa de localização do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá sobre o Cráton São Francisco e a Província da Borborema ... 07
Figura 2.3. Domínios Estruturais em torno do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ... 08
Figura 2.4. Mapa do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá relacionado com o embasamento ... 09
Figura 2.5. Mapa do segmento das falhas de borda do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ... 10
Figura 2.6. Carta estratigráfica do Tucano Sul-Central ... 13
Figura 2.7. Carta estratigráfica do Tucano Norte-Jatobá ... 14
Figura 2.8. Zona de Falha de Barrigató ... 15
Figura 2.9. Mapa tectônico simplificado das bacias do Tucano e Jatobá ... 17
Figura 2.10. Mapa de anomalias gravimétricas do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ... 18
CAPÍTULO 3 Figura 3.1. Mapa do rifteamento de Idade Alagoas entre a América do Sul e África ... 20
Figura 3.2. Modelos de rifteamento ... 21
Figura 3.3. Mapa simplificado do arcabouço estrutural do lago Tanganica na África ... 22
Figura 3.4. Modelos de distensão continental ... 23
Figura 3.5. Falhas de borda neocomianas e seções transversais às bacias sedimentares ... 24
Figura 3.6. Modelo de cantilever flexural ... 25
Figura 3.7. Modelo sinótico de rifteamento oblíquo tridimensional ... 25
Figura 3.8. Principais estruturas transversais do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá ... 27
Figura 3.9. Bloco diagrama de uma estrutura de revezamento ... 28
Figura 3.10. Bloco diagrama de zonas de acomodação ... 29
Figura 3.11. Bloco diagrama de zonas de acomodação ... 30
Figura 3.12. Esquema de falhas de transferência em mapas e seções ... 31
Figura 3.13. Bloco diagrama de uma falha normal e uma falha de transferência oblíqua ... 32
Figura 3.14. Alternância entre blocos altos e baixos através de falhas de transferência ... 32
Figura 3.15. Principais falhas de transferência das bacias do Tucano e Jatobá ... 33
CAPÍTULO 4 Figura 4.1. Fraturas de cisalhamento e relacionamento entre fratura e o campo de tensões ... 36
Figura 4.2. Relação entre tipo de falha e o elipsóide de tensão ... 37
Figura 4.3. Bloco diagrama mostrando o plano M, as estrias e os pólos da falha ... 40
CHAPTER 5 Figure 5.1. Major structures of the Precambrian basement adjacent to the Tucano-Jatobá Rift ……. 43
Figure 5.2. Simplified tectonic map to the top of the pre-rift in the Tucano-Jatobá Rift ………….... 45
Figure 5.3. Bouguer gravity map of the Tucano Rift ………... 46
Figure 5.4. Geologic map of the Araticum Block ……….... 47
Figure 5.5. Fault zone along the main Caritá Fault ……….…. 48
Figure 5.6. Conjugate NS-trending Riedel and NE-trending Anti-Riedel fractures ……...…….…… 49
Figure 5.7. Structural map of the study area ……… 50
Figure 5.8. Equal-area lower-hemisphere synoptic stereograms of poles ………... 51
Figure 5.9. Conjugates fractures ……….. 52
Figure 5.10. NW-trending fault plane bearing high rake slickenside striations ……….. 53
Figure 5.11. Equal-area lower-hemisphere synoptic stereograms of slickensides striations ………... 54
Figure 5.12. Synoptic slip-linear plots ………..……….………….. 55
Figure 5.13. Diagram of the conjugate system of Riedel fractures for the Caritá Faults ….………... 57
Figure 5.14. Near-field stress states around the Caritá and Jeremoabo faults ……….……… 58
Resumo
A falha de Caritá, localizada na Bacia do Tucano, nordeste do Brasil, representa uma importante estrutura na evolução do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá. A partir da análise estrutural detalhada com base, especificamente, em dados de campo, e apoiada em dados de subsuperfície, esta falha revelou-se um exemplo clássico de falha de transferência.
O arcabouço estrutural do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, formado sob regime distensional, apresenta dois tipos de falhas transversais: falhas de transferência e as recém-estudadas falhas de alívio.
A análise estrutural da Falha de Caritá, desenvolvida ao longo de aproximadamente 50km de afloramentos, expostos no limite oeste do Bloco de Araticum, e no limite leste do Arco de Vaza-Barris, mostrou tratar-se de uma falha de rejeito normal-dextral com direção NW-SE. Toda seqüência rifte é afetada pela zona de falha, que expõe um consistente sistema conjugado de fraturas Riedel e anti-Riedel, de direções N-S e NE-SW, respectivamente.
A análise dos paleotensores indica que as orientações de σ1 e σ3 são, respectivamente, 200° e
290o, e σ vertical, caracterizando um regime transcorrente. 2
Regionalmente, a Falha de Caritá liga dois semigrabens assimétricos opostos, os das bacias do Tucano Central e Norte, evidenciados, respectivamente, pelos baixos de Cícero Dantas e Salgado do Melão.
A falha de transferência de Caritá atuou com estreita interação, durante toda a fase rifte, com duas outras estruturas de transferência, representadas pela Falha de Jeremoabo e pelo Arco do Vaza-Barris.
Abstract
The Caritá Fault, located in the Tucano Rift, northeast Brazil, represents an important structure in the evolution of the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift. A detailed structural analysis, based mainly in field data, but supported by subsurface data, revealed that the Caritá Fault is a classical example of transfer fault.
The structural framework of the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift, formed under an extensional regime, presents two types of cross-faults: transfer faults, and the newly termed release faults.
The structural analysis of the Caritá Fault, accomplished along 50 km of outcrops, exposed along the western limit of the Araticum Block, and in the eastern limit of the Vaza-Barris Arch, shows that this NW-trending fault is a dextral strike-slip fault, with local dextral-normal component of displacement. All rift sequence is affected by the fault, which shows a strongly consistent system of Riedel and Anti-Riedel fractures, oriented in the N-S and NE-SW directions, respectively.
A palestress analysis indicates that the maximum and minimum principal stresses (σ1 and σ3)
trend 200° and 290o, respectively, and σ vertical; thus, characterizing a strike-slip regime. 2
Regionally, the Caritá Fault links two opposite-facing asymmetric half-grabens: the Central and North-Tucano sub-basins, evidenced, respectively, by the Cícero Dantas and Salgado do Melão lows.
The Caritá Fault interacted, during the entire rift phase, with two other transfer structures, represented by the Jeremoabo Fault and the transfer zone named Vaza-Baris Arch.
CAPÍTULO 1
INTRODUÇÃO
1.1 – APRESENTAÇÃO E JUSTIFICATIVA DO ESTUDO REALIZADO
O Rifte Eo-Cretáceo do Recôncavo-Tucano-Jatobá, no Nordeste brasileiro, é um laboratório natural de extensão continental que tem despertado o interesse de vários pesquisadores na área de geociências. Entretanto, alguns aspectos ainda não foram totalmente abordados e, conseqüentemente, esclarecidos à luz do conhecimento atual. Dentre estes, estão a gênese e a evolução das falhas transversais nos sistemas distensionais.
O arcabouço tectônico do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá mostra um amplo predomínio de falhas normais orientadas segundo o alongamento máximo do rifte. Estes falhamentos, dotados essencialmente de rejeito de mergulho, definem os depocentros principais das sub-bacias, uma vez que acomodam a maior parte da distensão crustal geradora da calha deposicional.
Gibbs (1984) advoga que as falhas de transferência, no contexto distensional, constituem elementos de fundamental importância no balanço mecânico da distensão crustal que dá origem à depressão. Estas falhas orientam-se em altos ângulos em relação às bordas da bacia, ou ao conjunto principal de falhas normais, sendo muitas vezes consideradas como feições independentes e tardias em relação ao conjunto longitudinal.
As falhas de transferência não ocorrem com freqüência ao longo do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, sendo este mesmo comportamento também observado nos riftes do leste africano. Por que razão isto acontece? Qual a sua importância na cinemática do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá?
Neste sentido, a Falha de Caritá, aflorante no bloco de Araticum no rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, apresenta-se como um excelente laboratório natural para sua investigação.
Esta falha de transferência, juntamente com outras estruturas analisadas mais adiante, controla a inversão dos depocentros no rifte, sendo assim, fundamental na compreensão da cinemática ocorrente à época da abertura do rifte.
1.2 – OBJETIVOS
1.3 – MÉTODO DE TRABALHO
Os trabalhos realizados durante a evolução desta dissertação são frutos da integração e interpretação dos dados obtidos por: pesquisa bibliográfica enfocando os diversos tópicos relativos à evolução do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá e, mais especificamente, à geometria e cinemática da Falha de Caritá; levantamento estrutural de campo enfatizando os elementos lineares e planares dos afloramentos; tratamento estatístico desses dados utilizando-se o programa Stereonet (Ivar Steinsund 1992-1994); aplicação do método de Aleksandrowski (1985) para análise de paleotensores atuantes na área; integração dos dados e, por fim, redação do texto.
Foram utilizados, também, mapas geológicos na escala 1:50.000 de Ghignone (1963) e Della Piazza & Muhlmann (1964), além de mapas topográficos da Petrobras na escala 1:25.000. O trabalho concentrou-se em afloramentos de excelente qualidade, compostos de arenitos do Grupo Ilhas e da Formação São Sebastião, situados ao longo da Falha de Caritá.
1.4 – LOCALIZAÇÃO E ACESSO À ÁREA DE ESTUDO
A área de estudo insere-se na parte nordeste do Estado da Bahia, sendo limitada pelos meridianos 38°10’ e 38°30’ de longitude oeste e os paralelos 10°00’ e 10°25’ de latitude sul, como mostra a Figura 1.1.
A Falha de Caritá está localizada na margem leste do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, mais especificamente na bacia do Tucano Central. Ela separa o Arco de Vaza-Barris do Bloco de Araticum, estando intimamente associada à inversão dos depocentros das sub-bacias do Tucano Central e Norte.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, v. 08, 66p., 2003
Figura 1.1. Mapa de localização do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá.
1.5 - A ELABORAÇÃO DA DISSERTAÇÃO
Após a conclusão dos trabalhos de campo, passou-se à organização sistemática dos dados e resultados obtidos e à preparação das ilustrações. Os resultados do presente estudo estão incluídos no artigo científico cuja referência completa é: Vasconcellos, D. V. F.; Gomes, C. J. S.; Magnavita, L. P.; Destro, N. 2003. The Caritá transfer fault, Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift, NE Brazil.
O artigo foi submetido ao Journal of Structural Geology em junho de 2003 e encontra-se na
CAPÍTULO 2
CONTEXTO GEOLÓGICO
2.1 – INTRODUÇÃO
As bacias do Tucano e Jatobá estão situadas na região nordeste do Brasil, nos estados da Bahia, Sergipe e Pernambuco, constituem a porção centro-norte do sistema de Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá. A Bacia do Tucano divide-se nas sub-bacias Sul, Central e Norte que, somadas à bacia do Jatobá, ocupam uma área de aproximadamente 40.000 km2 (Figura 2.1).
Os limites geológicos entre as várias bacias e sub-bacias coincidem aproximadamente com limites geográficos, posicionados ao longo dos principais rios que atravessam a área sedimentar, ou seja, Rio São Francisco, Vaza-Barris e Itapicuru (Figura 1.1), exceção feita à passagem entre as bacias do Recôncavo e Tucano. Apesar de existirem boas exposições de sedimentos pré- e sin-rifte, a maior parte da área sedimentar está coberta por depósitos pós-rifte da Formação Marizal.
Este conjunto de bacias relaciona-se geneticamente ao processo de rifteamento que afetou o paleocontinente Gondwana durante o Eocretáceo (Neocomiano) e constitui-se numa série de grabens assimétricos alongados nas direções N-S e NE-SW, compondo um rifte intracontinental de direção geral N-S; exceto no extremo norte, onde sofre uma inflexão para ENE. Os grabens foram preenchidos por sedimentos flúvio-lacustres com horizontes ricos em matéria orgânica, sendo que a atividade tectônica desta região foi abortada durante o Eoaptiano.
Tradicionalmente, o sistema de Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá foi interpretado como uma série de fossas estruturalmente conectadas desde o início do processo de rifteamento, sendo preenchidas por uma sedimentação flúvio-deltaica, que progradou axialmente, de norte para sul, sobre sedimentos lacustres concentrados na região do Tucano Sul e Recôncavo (Ghignone 1979).
2.2 – EMBASAMENTO DA BACIA
O Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá corta um complexo mosaico de terrenos pré-cambrianos e paleozóicos pertencentes às Províncias da Borborema e do São Francisco, que coincide com o Cráton do São Francisco (Almeida 1977) (Figura 2.2), cujas estruturas exerceram forte controle na sua gênese. Em torno do rifte, estão expostos seis domínios estruturais, denominados Foreland Sergipana,
Faixa Sergipana, Paraíba-Pernambuco, Granulito Atlântico, Bloco de Serrinha e Maciço Pernambuco-Alagoas (Figura 2.3). Cada um desses domínios apresenta trends estruturais que controlaram em
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Figura 2.2. Mapa de localização do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, sobre o Cráton do São Francisco e a Província da Borborema (modificado de Magnavita 1992). Margem costeira e continental: a – Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá; b – Bacia de Segipe-Alagoas; c – Bacia Potiguar.
O papel exercido por planos de fraqueza mais antigos sobre a arquitetura do rifte, tem sido verificado há muito tempo; entretanto, estudos recentes enfatizam a importância desses trends
(Cordani et al. 1984, Szatmari et al. 1984, 1985, Milani et al. 1985a,b, 1987, Davison & Arthaud 1986, Lana & Milani 1986, Cunha 1987, Milani & Davison 1988, Milani et al. 1988, Magnavita & Cupertino 1987, 1988, Santos et al. 1990, Magnavita 1990, 1992a,b).
Um forte paralelismo existente entre o arcabouço estrutural do rifte e os traços estruturais do embasamento é marcante nas bacias do Recôncavo e Tucano Sul, na região entre as sub-bacias do Tucano Central e Norte, e na Bacia do Jatobá (Magnavita 1992). O mapa da Figura 2.4 mostra os traços estruturais do embasamento em relação às principais unidades estruturais no Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá. Em algumas áreas, como ao longo de parte das falhas de borda do Tucano Central e Norte, não há uma influência direta das estruturas do embasamento.
Figura 2.3. Domínios estruturais (adaptado de Magnavita 1992) expostos em torno do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá. Província costeira: RTJ - Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá; SE-AL – Bacia de Sergipe-Alagoas.
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Figura 2.4. Arquitetura estrutural do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá comparado com as direções principais do embasamento adjacente (adaptado de Magnavita 1992, Aragão 1994, Aragão & Peraro 1994).
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2.3 – ESTRATIGRAFIA E EVOLUÇÃO TECTÔNICA
Uma síntese sobre estratigrafia do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, na porção que se estende da Bacia do Tucano à do Jatobá, é apresentada na Figura 2.6, na qual, além da seqüência juro-cretácea, subdividida nas fases pré-, sin- e pós-rifte, ocorrem sedimentos pré-rifte de idade paleozóica e neojurássica, que afloram junto à borda leste do rifte, nas sub-bacias do Tucano Norte e Jatobá (Figura 2.7). Nesses afloramentos são reconhecidas cinco formações: Tacarutu, de idade siluro-devoniana, composta de arenitos grosseiros depositados por um sistema de leques aluviais; Inajá, cuja ocorrência restringe-se à Bacia do Jatobá, engloba sedimentos pelíticos avermelhados depositados durante o Devoniano; Curituba, datada como carbonífera, composta de folhelhos e arenitos finos, os quais apresentam evidências de atividade glacial durante a sua deposição. Sobreposta a ela ocorre a Formação Santa Brígida, que representa a sedimentação permiana, composta de calcários e folhelhos ricos em matéria orgânica, depositados em uma plataforma estável a transicional, com arenitos eólicos associados.
É possível correlacionar a Formação Santa Brígida com a Formação Afligidos, elevada à categoria de formação por Aguiar & Mato (1990), que acrescentaram os membros Pedrão, composto por arenitos fino e muito fino depositados em ambiente litorâneo restrito, e Cazumba, caracterizado por folhelhos vermelhos típicos de ambiente lacustre.
Os sedimentos jurássicos da fase pré-rifte foram depositados em um período de relativa calma tectônica. As Formações Aliança e Sergi, que formam o Grupo Brotas, representam um complexo sistema aluvial, no qual se alternam lamitos lacustres vermelhos e arenitos fluviais finos e conglomeráticos, caracterizando um pacote de red-beds.
Seguindo-se a esta sedimentação, depositaram-se os lamitos cinzas e marrons e os arenitos finos a médios, pertencentes à Formação Itaparica, e que representam um sistema flúvio-lacustre. Prenunciando a fase sin-rifte que se seguiria, criaram-se condições para o aparecimento de um ambiente francamente lacustre, em que se depositaram os lamitos do Membro Tauá da Formação Candeias.
A seqüência dos lagos, fase sin-rifte, teve início com a ampliação do sistema lacustre, quando foram depositados espessos pacotes de pelitos, intercalados a calcários e arenitos turbidíticos, pertencentes aos Membros Gomo e Maracangalha da Formação Candeias. Nessa formação incluem-se ainda os pacotes de arenitos maciços do Membro Pitanga.
Nas bacias do Tucano e Jatobá não são reconhecidos os Membros Gomo e Maracangalha, bem como os arenitos do Membro Pitanga.
Sobrepostos a esses estratos sucedem-se os sedimentos do Grupo Ilhas, quais sejam, na Bacia do Recôncavo, os arenitos da Formação Marfim e a intercalação cíclica de arenitos, folhelhos e calcários da Formação Pojuca. Nas bacias do Tucano e Jatobá, o Grupo Ilhas ocorre de modo indiviso.
Junto às bordas das bacias depositou-se, de maneira individualizada ou interdigitada com as outras formações da fase sin-rifte, uma espessa cunha de conglomerados polimíticos sintectônicos, correspondentes à Formação Salvador.
O assoreamento final do sistema de riftes deu-se através da deposição dos arenitos fluviais pertencentes ao Grupo Massacará, cuja espessura máxima situa-se em torno de três mil metros, na Sub-bacia do Tucano Central.
A última atividade do rifte equivale aos clásticos grossos neoaptianos da Formação Marizal, depositados por leques aluviais após um período em que o rifte sofreu basculamentos e erosões generalizadas.
Finalmente, durante o Cenozóico, depositaram-se os arenitos continentais da Formação Barreiras.
2.4 – ARCABOUÇO ESTRUTURAL
O Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá faz parte do ramo oeste de um sistema de rift valley,
implantados ao longo da atual região costeira do Brasil, e que precedeu ao afastamento das Placas Sul-Americana e Africana (Santos et al. 1990).
A geometria fundamental do rifte é representada por uma série de semigrabens, cuja assimetria é gerada pela falha de borda principal (Figuras 2.6, 2.7 e 2.9). A margem oposta constitui-se na borda flexural, a qual é limitada por falhas de pequeno rejeito ou posicionada discordantemente sobre o embasamento (Magnavita 1992).
O semigraben da Bacia do Recôncavo possui direção NE-SW e mergulha para SE. Ele é controlado pela falha de borda de Salvador, situada a leste da bacia (Figura 2.5), cujo deslocamento atinge 6 km, e consiste em um conjunto de falhas normais sintéticas e antitéticas.
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, v. 08, 66p., 2003
Figura 2.6. Carta estratigráfica das bacias do Tucano Sul-Central (Bueno et al. 1994).
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, v. 08, 66p., 2003
A feição mais marcante do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá é a alternância na assimetria dos semigrabens, das bacias do Tucano Central e Norte, em função da posição das falhas de borda. Na Sub-bacia do Tucano Central a falha de borda principal, a falha de Adustina, nucleou-se a leste. A Falha de Barrigató (Figura 2.8) situada na porção oeste da Sub-bacia do Tucano Central, é uma das inúmeras falhas paralelas à falha de borda. Na Sub-bacia do Tucano Norte, a falha de borda principal, a Falha de São Saité, nucleou-se a oeste. Esses dois semigrabens são separados por uma zona de transferência regional, denominada Arco de Vaza-Barris.
Figura 2.8. Vista de norte para sul da zona de Falha de Barrigató. A zona de falha é encoberta por sedimentos da Formação Marizal (ver seta).
Na Bacia do Jatobá a falha de borda situa-se a norte, mostrando uma deflexão marcante com relação aos riftes do Recôncavo e Tucano. Isto ocorreu devido à presença da Falha de Ibimirim, preexistente, que controlou fortemente a estruturação desta bacia (Figura 2.9). A arquitetura regional do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá é também muito bem delineada pelo mapa de anomalias gravimétricas Bouguer, mostrado na Figura 2.10.
Figura 2.9. Mapa tectônico simplificado das bacias do Tucano e Jatobá (modificado de Aragão & Peraro 1994). Seções 1-3 (Magnavita 1992). As principais feições transversais do rifte, tais como o arco de Vaza-Barris e as falhas de Jeremoabo e de Caritá, esta última objeto do presente trabalho, estão indicadas.
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Figura 2.10. Mapa de anomalias gravimétricas do rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá (adaptado de Magnavita 1992). A mudança na assimetria dos semigrabens é evidenciada pela concentração das linhas de contorno próximo das falhas de borda. Contornos estão em mgal.
2.5 – AS FALHAS TRANSVERSAIS
A presença de deslocamentos horizontais no rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá foi aventada pela primeira vez por Melo (1970) baseando-se em mapas de isópacas. Netto et al. (1984) e Netto et
al. (1985), reconheceram, respectivamente, o papel das falhas transcorrentes na compartimentação
tectônica das bacias do Recôncavo e do Tucano.
Milani (1985) e Milani (1987) consideram que os elementos de deslocamento laterais observados no rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá desempenham o mesmo papel das falhas transformantes, ao conectarem segmentos deslocados do eixo do rifte. Milani (1987) também utiliza as denominações falhas transcorrentes para essas falhas transversais.
Milani & Davison (1988) utilizam pela primeira vez o conceito de falhas transferentes de Gibbs (1984) para as falhas transversais do rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá. Magnavita (1992) utiliza o termo zonas de acomodação para essas falhas, de acordo com Rosendhal (1987), enquanto que, Aragão (1994), utiliza o termo falha de transferência para a falha de Mata-Catu.
Aragão (1994) utiliza pela primeira vez o conceito de falhas de alívio no sentido de Destro (1995) para a Falha de Ibimirim no trecho do lineamento de Pernambuco envolvido na formação da bacia do Jatobá. Destro et al. (2003a,b) distinguem falhas de transferência e de alívio no rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá.
CAPÍTULO 3
RIFTES DISTENSIONAIS
3.1 - INTRODUÇÃO
Gregory (1896, in Willock 1988) foi o primeiro geocientista a empregar o termo rift no âmbito
da Geologia Estrutural, com o intuito de caracterizar depressões alongadas relativamente estreitas limitadas por falhas normais paralelas. Estudou o vale dos riftes do leste africano, o qual denominou de Grande Vale de Afundamento (Great Rift Valley). Neumann & Ramberg (1978) e Burchfiel (1980),
definem riftes como depressões alongadas envolvendo a deformação da litosfera em toda sua espessura sob a influência de forças distensionais.
Riftes ativos são encontrados em áreas continentais de todo o mundo; embora amplamente estudado, têm a origem e a evolução tectônica é ainda controversa. O Rifte do Leste Africano é o exemplo mais pesquisado de rifte ativo. Outros exemplos são o Rifte Baikal (Rússia) e a Basin and
Range (Estados Unidos). Do Jurássico Superior ao Cretáceo Superior, durante o início da
fragmentação do continente Gondwana, toda a margem brasileira correspondeu a um gigantesco rifte (Figura 3.1). Nesta figura, observa-se que o Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá compõe um sistema de riftes intracontinentais do Neocomiano, relacionados à abertura do Atlântico Sul e abortados durante o Eo-Aptiano.
Várias causas são advogadas para explicar porque os riftes ocorrem em determinadas áreas. Van der Pluijm & Marshak (1997) propõem que uma das causas primárias possíveis seja o fluxo do manto, causado por correntes de convecção. Outras causas prováveis para a formação de riftes são mostradas na Figura 3.2. Em áreas onde ocorrem plumas o manto sobe, causando o aquecimento e o estiramento da litosfera sobrejacente através de falhas normais (Figura 3.2a). O rifteamento pode também ser causado pela mudança no raio de curvatura de uma placa litosférica antes de ocorrer a subducção abaixo de uma zona colisional (Figura 3.2b). Quando um continente é submetido a forças que atuam em direções opostas devido ao movimento das placas litosféricas, zonas de fraqueza situadas no interior do continente (como um cinturão orogênico, por exemplo) podem ser reativadas formando riftes (Figura 3.2c) Em zonas espessadas e elevadas, a deformação contracional pode levar ao desenvolvimento de riftes (Figura 3.2d). Neste caso, a zona da crosta continental que soergue fica elevada em relação às regiões vizinhas, e devido à atuação de forças gravitacionais, essa região distende-se lateralmente em função de seu próprio peso.
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Riftes também ocorrem em associação com falhas transcorrentes. Em deflexões situadas ao longo dessas falhas pode ocorrer falhamento normal, causando a formação de bacias do tipo “pull-apart” (Figura 3.2e). As falhas normais assim formadas são oblíquas em relação à orientação geral do sistema transcorrente. Riftes continentais podem, também, ser formados em regiões de retroarco em margens convergentes (Figura 3.2f). Por fim, riftes podem se desenvolver na região foreland de
orógenos colisionais, em conseqüência da indentação das placas (Figura 3.2g). Se as margens laterais da região de foreland não estão confinadas, os blocos podem ser espremidos em direções opostas,
formando um rifte aproximadamente perpendicular ao orógeno.
A orientação regional de um rifte parece ser controlada pela conjugação de dois fatores fundamentais, ou seja, as estruturas preexistentes e o campo de tensões sin-rifte (Van der Pluijm & Marshak 1997).
3.2 – ANATOMIA DOS RIFTES
Rosendahl et al. (1986), com base em levantamento sísmico realizado no Lago Tanganika, no sistema de riftes do leste africano, verificaram que a geometria dos riftes é principalmente formada pela alternância na assimetria de semigrabens, envolvendo tanto falhas sintéticas como antitéticas (Figura 3.3). Neste estudo, ficou evidente a geometria curvilinear das falhas normais maiores, assim como a grande variação de rejeito entre a terminações dessas falhas.
Figura 3.3. Mapa simplificado do arcabouço
estrutural do Lago Tanganyika, Rifte do Leste Africano (modificado de Rosendahl et al. 1986).
As diferentes geometrias estruturais observadas nos riftes são basicamente explicadas por modelos que correspondem a dois membros extremos (Figura 3.4). No modelo de cisalhamento puro
(Figura 3.4a) o descolamento que define a base do falhamento normal da crosta superior situa-se na transição rúptil-dúctil da crosta. Abaixo deste descolamento, a crosta acomoda distensão através de deformação dúctil. No modelo de cisalhamento simples (Figura 3.4b) o descolamento basal corta toda
a litosfera como uma zona de cisalhamento discreta. No modelo de delaminação (Figura 3.4c), o
descolamento basal se horizontaliza em trechos tanto da transição rúptil-dúctil da crosta, como na transição crosta-manto superior, antes de entrar na astenosfera.
Figura 3.4. Modelos de distensão continental (adaptado de Lister et al. 1986).
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(1987) aplica o modelo de cisalhamento simples envolvendo essas bacias (Figura 3.5). Magnavita et
al. (1994) consideram o modelo de cisalhamento puro para o manto e cisalhamento simples para a
crosta superior no Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá (Figura 3.6).
Figura 3.5. (a) Falhas maiores ativas durante o rifteamento do Atlântico Sul, áreas com máxima espessura de sedimentos. (b) Seções transversais esquemáticas no Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, na Bacia de Sergipe-Alagoas e na Bacia do Gabão (adaptado de Castro Jr. 1987).
Figura 3.6. Estrutura crustal e estratigrafia das bacias do Recôncavo e Tucano Norte pelo modelo de cantilever flexural (segundo Magnavita et al. 1994). A seqüência sin-rifte é
indicada pelo preenchimento cinza claro. Os perfis previstos de Beta para estiramento por cisalhamento puro na crosta inferior e manto são indicados pela região sombreada.
Com relação ao ângulo formado entre a direção de distensão e a direção do eixo dos riftes, estes podem ser classificados em duas categorias: nos riftes ortogonais este ângulo é de
aproximadamente 90°, ao passo que, nos riftes oblíquos, é menor do que 90°. Em modelos análogos de
riftes ortogonais e oblíquos, McClay & White (1995) observaram que os modelos de riftes ortogonais são caracterizados por falhas de borda e intra-rifte longas e retas, perpendiculares à direção de distensão. Nos modelos de riftes oblíquos, as falhas de borda são curtas e segmentadas, formando um arranjo en echelon paralelo ao eixo do rifte, enquanto as falhas intra-rifte se formam em alto ângulo
com relação à direção de distensão (Figura 3.7).
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Van der Pluijm & Marshak (1997) enfatizam que, apesar da descrição dada antes, a relação geométrica entre a orientação de estruturas preexistentes e a direção dos riftes e falhas, ou zonas de transferência, não é universal, e mencionam exemplos de estruturas contemporâneas ao sistema de Riftes do Leste Africano que cortam obliquamente um sistema de riftes preexistente. Assim, concluem que, pelo menos localmente, outro fator deve controlar a geometria do rifte, sendo este fator o campo de tensões sin-rifte.
3.3 – AS FALHAS TRANVERSAIS DOS RIFTES
Após a publicação do trabalho de Gibbs (1984), houve uma explosão de publicações envolvendo falhas transversais em riftes e bacias distensionais. Várias foram as denominações surgidas a partir daí: falhas de transferência (e.g. Gibbs 1984, Lister et al. 1986, Destro et al. 1994); falhas transversas cross fault (e.g. Letouzey 1986, Colletta et al. 1988; Morley et al. 1990); falhas de transferência hard-linked (Walsh & Watterson 1991, McClay & Khalil 1998); falhas de alívio (Destro
1995, Destro et al. 2003a). O interesse provém principalmente do papel genético que essas estruturas desempenham na arquitetura dos riftes e bacias distensionais (e.g. Harding & Lowell 1979, Bally 1981, Gibbs 1983, 1984, 1987, 1990, Letouzey 1986, Rosendahl et al. 1986, Lister et al. 1986, Etheridge et al. 1987, 1988, McClay & Ellis 1987, Colletta et al. 1988, Milani & Davison 1988, Morley et al. 1990, Destro 1995, McClay & Khalil 1998, Destro et al. 2003a,b).
Contudo, alguns autores também enfatizam que falhas transversais são raras ou ausentes em algumas áreas submetidas à distensão (e.g. Rosendahl et al. 1986, Scott & Rosendahl 1989, Morley et
al. 1990). Esses autores não consideram que as inferências acerca dessas falhas transversais sejam
necessariamente incorretas, enfatizando a falta de uma documentação definitiva (Morley et al. 1990), ou admitem que elas correspondem a uma das maneiras de conexão entre os semigrabens (Rosendahl
et al. 1986).
Gibbs (1990) sugere que há dois membros extremos para sistemas de falhas distensionais; aqueles dominados por sistemas de falhas de transferência (Gibbs 1984), denominados também de
hard linkages por Walsh & Watterson (1991), e aqueles cujo deslocamento é transferido por outros
mecanismos passíveis de deformação entre as terminações das falhas maiores, resultando em estruturas de revezamento (relay structures, Larsen 1988), zonas de acomodação (Rosendahl et al. 1986, Scott & Rosendahl 1989, Magnavita 1992) ou zonas de transferência (Morley et al. 1990). Estes mecanismos são denominados de soft linkages (Walsh & Watterson 1991). Gibbs (1990) também
sugere que ambos os membros extremos podem coexistir em seções ou mapas balanceados.
Destro (1995) descreve um tipo de falha transversal denominado de falha de alívio, que ocorre principalmente nos blocos baixos das falhas normais maiores, mas cujo papel não é conectar falhas
normais distintas, mas sim permitir a variação de rejeito vertical ao longo da direção de uma falha normal única. Destro (2003a,b) analisa detalhadamente dois tipos distintos de estruturas transversais observadas no Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, ou seja, falhas de alívio e de transferência, assim como, suas relações com estruturas preexistentes (Figura 3.8).
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3.4 – FALHAS DE TRANSFERÊNCIA
3.4.1 – Estruturas de revezamento
Larsen (1988) apresentou um dos trabalhos pioneiros sobre o modo como as falhas se inter-relacionam em áreas distensionais, mostrando que as falhas normais compartilham deformação através das chamadas estruturas de revezamento (relay structures). Entre as terminações de duas falhas
sintéticas se formam as rampas de revezamento (relay ramps), que transferem a deformação de uma
falha à outra (Figura 3.9). As estruturas de revezamento podem estar arranjadas em diferentes padrões, denominados sistemas de revezamento (relay systems).
Figura 3.9. Bloco-diagrama de uma estrutura de revezamento. Esta estrutura está situada entre as terminações das falhas lístricas deslocadas, que têm o mesmo descolamento subhorizontal em profundidade (segundo Larsen 1988).
3.4.2 - Zonas de acomodação
Rosendahl et al. (1986), utilizam o termo zonas de acomodação para denominar áreas que
desenvolvem mecanismos compensatórios, permitindo que blocos distintos ocupem completamente o espaço disponível durante a atividade tectônica (Figura 3.10). A zona de acomodação do Vaza-Barris, por exemplo, que separa as sub-bacias de Tucano Central e Norte, constitui-se num excelente exemplo desse tipo de feição. A passagem de uma bacia para outra ocorre ao longo de uma área intensamente falhada, com algumas dezenas de quilômetros de largura, através da qual são acomodadas entre as
duas sub-bacias amplitudes de distensão significativamente diferentes (Magnavita, 1992).
Figura 3.10. Bloco-diagrama mostrando alternância na assimetria dos semi-grabens ao longo da interconexão sinuosa das falhas de borda e das cristas interbacinais (segundoRosendahl et al. 1986).
3.4.3 - Zonas de transferência
Morley et al. (1990), definiram zonas de transferência em riftes, com base em dados dos riftes do leste africano, como sistemas coordenados de feições deformacionais que conservam a deformação (strain), causada pela distensão regional.
A classificação das zonas de transferência, com base na interação entre as falhas normais maiores, está mostrada na Figura 3.11. Zonas de transferência podem ocorrer entre falhas que mergulham em direções opostas (conjugadas) e na mesma direção (sintéticas). As conjugadas são
ainda subdivididas em convergentes e divergentes, segundo a convergência ou divergência dos
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em superposição, quando as terminações das duas falhas se propagam até se cruzarem; colaterais,
quando as duas falhas se superpõem completamente; e colineares, se as falhas estão alinhadas. Nesta
classificação, as rampas de revezamento são denominadas de rampas de direção.
Aragão & Peraro (1994), com base em dados do Rifte do Recôncavo-Tucano-Jatobá, utilizaram o esquema supracitado e identificaram duas zonas de transferência: a Falha de Caritá, classificada como conjugada colinear divergente, caracterizada pela mudança de sentido do mergulho
ao longo do seu strike, variando de NE na sua porção setentrional para SW na sua porção meridional; e
o Arco de Vaza-Barris como conjugada convergente com superposição, decorrente da sua posição
relativa entre as falhas de borda das sub-bacias do Tucano Norte (Falha de São Saité) e Tucano central (Falha de Adustina).
Figura 3.11. Classificação esquemática de zonas de transferência (segundoMorley et al. 1990).
3.4.4 – Falhas de transferência
Gibbs (1984) define falhas de transferência como aquelas transversais dispostas em alto ângulo com relação à direção de sistemas distensionais, e que permitem a conexão entre falhas com diferentes taxas de deslocamento (Figura 3.12). Ainda segundo Gibbs, a geometria das falhas de transferência pode ser controlada por anisotropias preexistentes. As transferências podem ser laterais (ortogonais) ou oblíquas com relação à direção de distensão local ou regional. Neste último caso
(Figura 3.13), componentes normais de deslocamento podem ser importantes, resultando na formação de dobras paralelas à direção da transferência.
Dependendo da orientação relativa da transferência e das falhas normais, podem se desenvolver tanto estruturas compressionais (transpressionais), a exemplo da Falha de Jeremoabo (Destro 2003b), quanto transcorrentes, como a Falha de Caritá.
Gibbs (1984) enfatiza a importância da presença de rejeito direcional nas falhas de transferência, uma vez que essas falhas apresentam rejeitos direcionais muito maiores do que os rejeitos normais em uma seção sísmica.
Este mesmo autor (1990) mostra que o sentido de movimento nas falhas de transferência é o contrário do deslocamento observado em mapa entre as falhas normais sintéticas (Figura 3.12a). Ainda de acordo com Gibbs, o estilo de deformação e o número de componentes pode variar significativamente através das falhas de transferência (Figura 3.12b).
Figura 3.12. (a) Aparência em mapa de uma falha de transferência conectando duas falhas lístricas normais. (b) Falhas de transferência separando três zonas de estilos deformacionais diferentes, (c) seções A-A´, B-B´ e C-C´ (segundoGibbs 1984).
Outros autores têm também aplicado o conceito de sistemas distensionais associados a falhas de transferência (e.g. Lister et al. 1986, Etheridge et al. 1987). Nesses casos, as falhas de transferência atravessam as áreas distensionais de margem a margem, delimitando assim compartimentos distensionais com assimetria oposta (Figura 3.14).
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Figura 3.13. Esboço isométrico de uma falha com deslocamento normal (Sn) e uma falha de
transferência oblíqua com deslocamento oblíquo (So) (modificado de Gibbs 1984).
Figura 3.14. Alternância entre blocos altos e baixos através de falhas de transferência (segundo Lister et al. 1986). Quando os descolamentos basais mudam o sentido de mergulho através das
falhas de transferência, o sentido de rotação dos blocos rotacionados sobrepostos também muda.
CAPÍTULO 4
ANÁLISE DE PALEOTENSÃO
4.1 - INTRODUÇÃO
A análise dinâmica tem por objetivo definir o campo de esforços responsável pela deformação observada nas rochas a partir dos dados estruturais coletados nos afloramentos.
A moderna Geologia Estrutural tem na Mecânica das Rochas uma importante aliada; a reprodução de um determinado arranjo de elementos estruturais em escala de laboratório conduz a uma compreensão dos processos atuantes, deixando claras as condições sob as quais tais estruturas foram originadas (Milani 1990). Experimentos envolvendo a Mecânica das Rochas demonstram a relação entre o desenvolvimento de fraturas e o regime de tensão aplicado. Os resultados destes estudos têm sido utilizados com o propósito de reconstruir a evolução dinâmica de um sistema de falhas. Os primeiros experimentos foram desenvolvidos por Daubrée (1879), que comparou os resultados obtidos em laboratório com os padrões de fraturamento da natureza.
De modo bastante simplificado, representa-se o campo de esforços por três vetores triortogonais, cujo: σ1 representa a tensão principal máxima, σ2 a tensão principal intermediária e σ3 a
tensão principal mínima. As fraturas formadas constituem as juntas de cisalhamento que formam entre si um ângulo θ = 600 (Figura 4.1).
Anderson (1951) classifica as falhas como de empurrão, normal e transcorrentes conforme a
posição espacial dos vetores σ1, σ2 e σ3 , como mostrado na Figura 4.2.
Figura 4.2. Relação entre o tipo de falha e o elipsóide de tensão. A) falhas normais são formadas com o vetor tensão máximo (σ1) vertical; B) falhas de rejeito direcional se formam com o vetor tensão intermediário (σ2)
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4.2 – MÉTODOS APLICADOS
Existem vários métodos para o estudo das tensões aplicadas a populações de falhas. Porém, em termos de aplicabilidade, apenas três se destacam na literatura. O mais antigo, é o método de Arthaud (1969) que se baseia no conceito de planos de movimentação tectônica, denominados de planos M; o segundo, conhecido como método dos diedros retos ou de Angelier & Mechler (1977); e o último, intitulado de método de Aleksandrowski (1985), que se baseia na equação de Bott (1959) e pode ser aplicado a qualquer elipsóide triaxial.
4.2.1 – Método de Arthaud
Arthaud (1969) fez um estudo complexo das deformações rúpteis que sofre um bloco rochoso sujeito a esforços, ao qual associa três direções ortogonais de deformação principal. A disposição espacial destas direções permite descrever as deformações descontínuas que a rocha sofreu ao final dos esforços que a afetaram.
Para visualizar tal deformação, Arthaud, no estudo citado admite que, em qualquer campo de deformações rúpteis, é sempre possível definir um conjunto de três eixos principais ortogonais entre si, indicados por letras, à semelhança dos eixos do elipsóide de deformação (Figura 4.2).
O método Arthaud (1969) permite determinar as coordenadas X, Y, e Z unicamente pelas medidas das falhas e suas estrias. Baseia-se em dois princípios:
1 – A geometria da rocha, depois da deformação, não depende senão da orientação e da direção de movimento das falhas relacionadas com a fase tectônica considerada, qualquer que seja a sua origem. Admite-se, assim, que todas as falhas são anteriores ao movimento.
2 – Na rocha deformada, cada fase de deformação pode ser caracterizada por três eixos ortogonais, de tal modo que a projeção de um deles sobre uma das falhas é a direção do movimento relativo dos blocos. Com este princípio admite-se que as estrias correspondem à projeção de uma direção principal de deformação.
Para se determinar X, Y e Z assume-se que:
A – Todas as falhas ativadas durante a mesma fase tectônica têm o mesmo valor, independente das suas coordenadas.
B – Existe um plano M (ou de movimento), ortogonal ao plano da falha, que contém a direção das estrias e o pólo da falha. Por definição, o plano (que existe para todas as falhas) contém uma ou mais das direções principais de deformação.
C – Se os dois princípios forem verificados, os planos de movimento mostram distribuição geométrica simples. Todos os que contêm uma das direções principais (X, Y, e Z) cruzam-se num ponto, que representa tal direção. Contudo, como o modelo tem três direções, é necessário dispor de, no mínimo, três famílias de planos M, que se cruzam em três locais, e que representam as direções principais.
Determinados os eixos X, Y e Z, procuram-se, para cada falha, as direções compatíveis com o sentido de movimento indicado pelas estrias. Fixam-se, desta forma, as posições relativas dos três eixos supra citados, que revelam os movimentos sofridos pela falha.
4.2.2 – Método dos Diedros Retos
Angelier & Mechler (1977) desenvolveram um método gráfico, batizado de método dos diedros retos, para determinar as direções dos esforços principais numa região de falhas.
O método define a posição de dois planos para cada falha estriada, o próprio plano da falha e outro, auxiliar, perpendicular ao plano da falha e sua estria. Esses dois planos definem quatro diedros. Dois deles contém todas as posições possíveis de σ1 (domínio da compressão) e dois outros, as
posições de σ3 (domínio da distensão). A superposição dos diferentes dados de várias falhas, sobre o
diagrama de Schmidt, faz aparecer zonas em compressão e em distensão. Dentro destas zonas devem estar localizados os eixos de tensão σ1 e σ3 que se aplicam a todos planos de falhas.
A forma destas zonas depende da quantidade e da dispersão das medidas. Segundo Angelier & Mechler (1977) a forma destas zonas vistas no diagrama indica a relação de grandeza entre os eixos principais de tensão: uma zona de compressão bem definida associada a uma zona extensiva mal
definida indicando um valor de R próximo a zero (σ2 aproximadamente igual a σ3); uma zona
compressiva associada a uma zona extensiva bem definida estabelecendo um valor de R próximo de
0,5 (σ2 aproximadamente igual a (σ1 - σ2/2)); uma zona extensiva bem definida associada a uma
compressiva mal definida determinando que R é um valor próximo de 1 (σ1 aproximadamente igual a
σ2).
Sendo:
Contribuições às Ciências da Terra – Série M, v. 08, 66p., 2003
O meio de verificar o grau de compatibilidade dos dados e a qualidade dos resultados é comparando o número de dados (N) com o número de dados que são compatíveis com o resultado obtido (MAX). Este método não é aplicável a regiões que foram submetidas a mais de uma fase
tectônica e também não é possível determinar σ2.
4.2.3 – Método de Aleksandrowski
Este método, publicado por Aleksandrowski (1985) e simplificado por Goldstein & Marshak (1988), tem como base o método de Arthaud (1969). É aplicado, em geral, na condição de tensão triaxial e apóia-se no modelo de comportamento dos movimentos entre planos (Figura 4.3). Sua utilização permite determinar a direção de cisalhamento máximo, bem como sua comprovação matemática, por meio da equação proposta por Bott (1959):
tgθ = n/lm (m2 – ( l-n2 ).(σz - σx / σy - σx )) (1)
A comprovação matemática é válida uma vez que, embora possam ser encontrados valores para sigma (σ), estes podem satisfazer à equação de Bott (1959). Matematicamente, quando σz = σy ou
σy = σx a equação (1) não poderá ser aplicada, pois os resultados encontrados para os sigmas não terão
validade.
Figura 4.3. Bloco diagrama ilustrando a posição do plano M, as estrias de falha, os pólos da falha e do plano M; Grande círculo mostrando a estria e os traços do plano da falha e do plano M (adaptado de Marshak & Mitra 1988).
4.3 – DETERMINAÇÃO DAS PALEOTENSÕES NO RIFTE DO
RECÔNCAVO-TUCANO-JATOBÁ
Segundo vários autores (e.g. Szatmari et al. 1985, Szatmari et al. 1987, Milani & Davison 1988, Milani et al. 1988, Szatmari & Milani 1999), a direção da distensão determinada para o Rifte do
Recôncavo-Tucano-Jatobá é NW-SE. Magnavita (1992) considera duas fases de extensão para o rifte; a primeira, E-W durante o Neocomiano Inferior e a segunda, NW-SE durante o Barremiano Superior/Aptiano Inferior. Esses trabalhos foram baseados principalmente em dados regionais de sísmica, gravimetria e poços, os quais asseguram que o Rifte do Tucano-Jatobá é típico do regime distensional, cujo σ1 é vertical.
CAPÍTULO 5
THE CARITÁ TRANSFER FAULT, RECÔNCAVO-TUCANO-JATOBÁ
RIFT, NE BRAZIL
Dabylson V.F. Vasconcellos1,1, Caroline J.S. Gomes2, Luciano P. Magnavita3, Nivaldo Destro4 (1)Petrobras Exploration and Production Department, Avenida Antônio Carlos Magalhães, 1113,
41856-900, Salvador, Bahia, Brazil
(2)Departamento de Geologia, Escola de Minas, Universidade Federal de Ouro Preto. Morro do
Cruzeiro, 35400-000, Ouro Preto, MG, Brazil.
(3) Petrobras Exploration and Production Department, Avenida Chile, 65, 20031-912, Rio de
Janeiro, Brazil.
(4)Petrobras Research Center, Ilha do Fundão, Quadra 7, 21949-900, Rio de Janeiro-RJ, Brazil.
ABSTRACT
The Caritá fault, located in the Early Cretaceous Recôncavo-Tucano Rift, Northeastern Brazil, provides an example of a major transfer fault. A field based structural analysis performed along 50 km of outcrops revealed a NW-SE-trending and steeply dipping dextral-normal fault, associated with a deformation zone up to several hundreds of meters wide. All rift sequence is affected by the fault zone, which contains an associated pervasive system of NE- and NW-trending conjugate Riedel and
anti-Riedel fractures. A paleostress analysis conducted along the fault zone indicated σ1 and σ3 trending,
respectively, 200° and 290o, and σ
2 vertical, characterizing a transcurrent regime. These orientations
suggest a local switch between σ1 and σ2 in the stress field responsible for the development of the
Tucano Rift. Regionally, the Caritá fault links two major opposite facing asymmetric half-grabens. It interacts with two other transfer structures, a major sinistral transfer fault, the Jeremoabo fault, and a transfer zone, the Vaza-Barris Arch, during the entire rift phase, allowing oblique rifting of the Tucano basin.
Keywords – Tucano rift, Caritá fault, transfer fault, transcurrence, Riedel shears, oblique rift.
1 Corresponding author.
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.1. INTRODUCTIONTransfer faults, firstly described by Gibbs (1984), are cross-faults that accommodate differences in strain or structural styles along the strike of the extensional system (e.g. Lister et al. 1986, Milani & Davison 1988, Bosworth 1995, Salah & Alsharhan 1996, McClay & Kalil 1998, Destro et al. 2003a). Similar faults, known as tear faults (e.g. Dahlstrom 1969), have been also recognized in fold-thrust belts. Transfer faults may occur as pure strike-slip faults, when parallel to the extension direction, or as oblique-slip faults, with variable amount of dip displacement, when oblique to the extension direction (Gibbs 1984, Lister et al. 1986). Both compressive (transpressional) and extensional (transtensional) structures may develop along transfer faults, depending on their angular relationship with the components of the extensional system (Gibbs 1984). Transfer faults usually connect major normal faults with similar or opposite polarities and, according to Gibbs (1990), their sense of slip is contrary to the apparent offset of the related normal faults.
In this paper we present the Caritá fault, located in the Cretaceous Recôncavo-Tucano Rift system, northeastern Brazil (Figure 5.1), as an example of a transfer fault which extends up to 150 km. The basis for our study is a detailed structural analysis performed in 50 km of outcrops along the Caritá fault zone. Our data set indicates that the Caritá fault nucleated and evolved during the rifting period, acting as a dextral transfer fault. It connects major opposite-facing normal border faults and has its sense of dip changed along its strike. To the north of the study area the Caritá fault does not outcrop as it is covered by post-rift sediments. In this area it is documented by subsurface seismic and gravity data (Figures 5.2 and 5.3).
A transpressional transfer fault, named Jeremoabo Fault, and located near the Caritá Fault, has been described by Destro et al. (2003a). Below we shall discuss its relationship with the Caritá Fault as well as its role in the formation of the Tucano-Jatobá Rift.
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Figure 5.1. Location of the study area where the Caritá Fault outcrops (rectangle contour), within the Borborema Province. Major structures of the Precambrian basement adjacent to the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift. Inset maps show location of South America (left up) and positions of the Borborema Province and the São Francisco Craton relatively to the rift (left down). Modified from Davison & Santos 1989 and Aragão & Peraro 1994.
Destro et al. (2003b) identify release faults in the Recôncavo Rift, the southernmost portion of the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift system (Figure 5.2), describing for the first time the development of associated structures, such as release joints, shale diapirs, and release faults of reverse character, as well as providing an analysis of most of the hydrocarbon accumulations of the Recôncavo Rift in the context of the concept of release faulting. In the following sections, we describe the Caritá fault and associated structures, provide an explanation for their development, and discuss the role it played in the evolution of the Tucano Rift.
5.2. GEOLOGIC SETTING
The Caritá fault is located in the Tucano Rift in northeastern Brazil, that forms the major central portion of the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift system, a Late Jurassic to Early Cretaceous system of continental half-grabens connected to the eastern Brazilian margin (Figure 5.2). The Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift evolved as a failed rift arm during the break-up of Gondwana and opening of the South Atlantic (e.g., Szatmari et al. 1985, Szatmari et al. 1987, Milani et al. 1988, Szatmari & Milani 1999), across the boundary between two major provinces of the Brazilian Shield, the São Francisco Craton and the Borborema Province (Almeida et al. 1981) (see Figure 5.1).
The São Francisco Craton is made up of Archean to Paleoproterozoic crust joined to the Congo Craton and surrounded by mobile zones during the Neoproterozoic Brasiliano/Pan-African tectonism that led to the assembly of Gondwana. The Borborema Province, on the contrary, is a fold-thrust belt with a major strike-slip system generated in the course of the Neoproterozoic Brasiliano/Pan-African collisions.
The most striking feature of the Tucano Rift is the reversal in the asymmetry along its strike. In its southern portion, the rift border is located to the east; whereas in its northern portion the master fault nucleated to the west, and a broad feature named Vaza-Barris Arch separates these two half-grabens (Figure 5.2). Figure 5.3 shows this change in the asymmetry between these two half-half-grabens and the position of the Caritá fault.
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Figure 5.2. Simplified tectonic map to the top of the pre-rift Sergi Formation in the Tucano-Jatobá Rift (modified from Aragão & Peraro, 1994). The main regional features closely associated to the Caritá fault, such as the Vaza-Barris Arch and the Araticum Block are shown. To the east, the Araticum Block is limited by the border fault, whereas to the west and north, respectively, the Caritá and the Jeremoabo faults limit it. The study area lies along the Caritá fault south of Jeremoabo town. Cross-sections illustrating the switch in the asymmetry of half-grabens between the Central and North Tucano Sub-basins (adapted from Magnavita 1992).
Magnavita (1992) inferred that the Caritá fault is an oblique-slip dextral fault. The data presented in this paper support this sense of displacement and allowed to characterize its transfer function, since it connects the Central and North Tucano sub-basins. Thus, it can be portrayed as a transfer fault. Also, we recognized a close kinematic relationship with the Jeremoabo fault, acting in an integrated way with the Vaza-Barris Arch, and allowing the change in the asymmetry between the Central and North Tucano sub-basins.
An overall NW-SE extensional direction has been determined for the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift (e.g., Szatmari et al. 1985, Szatmari et al. 1987, Milani & Davison 1988, Milani et al.
1988, Szatmari & Milani 1999). Magnavita (1992) deduced an E-W-oriented extension direction during Early Neocomian time, and a NW-SE-oriented extension direction during Late Barremian/Early Aptian time. These works support the overall extensional setting of the rift, with σ1
being vertical. The NW-SE extension direction has also been determined in other Cretaceous rift basins of northeastern Brazil, such as the Sergipe-Alagoas Basin (Destro 1995), and the Camamu Basin (Mercio 1996). Since the Tucano Rift has an overall N-S orientation, an oblique rift developed.
Figure 5.3. Bouguer gravity map of the Tucano Rift. Inset map shows location of this figure in the Recôncavo-Tucano-Jatobá Rift. Maximum anomaly is reached in the Cícero Dantas Low. The tight map contour that characterizes the anomaly along the main border faults flips its position from east to west between the Central and north Tucano sub-basins. Contours are in mgal (modified from Milani et al. 1988 and Magnavita 1992).
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deformed by faulting; (d) Upper Aptian post-rift sediments of the Marizal Formation are not deformed by the Caritá fault.
Figure 5.4. Geologic map of the Araticum Block (modified from Magnavita & Cupertino 1987, Destro et al. 2003a). See location in Figure 5.2.
5.3. THE CARITÁ FAULT AND ASSOCIATED STRUCTURES
The Caritá fault flips its sense of dip along its strike (Figure 5.2). To the south of Jeremoabo town, the fault dips about 70o to the west and is characterized by a brittle fault zone which can be
followed for over 50 km until the Adustina border fault, against which it dies out. To the north of Jeremoabo town, the fault dips eastward and is mostly covered by the post-rift sediments of the Marizal Formation. The geometry of the Caritá fault zone was determined by combining field observations with data extracted from aerial photographs, and both detailed and regional geologic and structural contour maps by other authors (e.g. Aragão & Peraro, 1994).
The Caritá fault is characterized by a deformation zone involving shales of the Lower Cretaceous Candeias Formation, lithified fine-grained sandstones of the Middle Cretaceous Ilhas
Group, and coarse-grained Upper Cretaceous sandstones of the São Sebastião Formation (Figure 5.4). The deformation zone consists of the Caritá fault itself (Figure 5.5) and associated structures, including a system of conjugate oblique faults on outcrop scale particularly widespread in the strongly lithified sandstones (Figure 5.6).
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Figure 5.6. Conjugate NS-trending Riedel and NE-trending Anti-Riedel fractures dislocating each other by, respectively, dextral and sinistral movement.
5.3.1. The Caritá fault
NW-trending faults parallel to the Caritá fault occur as deformation bands of millimetric to centimetric thicknesses locally, these deformation bands join together, thicken to several meters, and extend for hundreds of meters (Figure 5.5). Discrete fault surfaces, commonly displaying slickenside striations, are observed internally or at the boundaries of the deformation bands, which are clearly visible in outcrops due to cataclasis. These faults dip steeply, as shown in the stereogram of Figure 5.7a. The maximum frequency of poles in this stereogram gives an overall orientation of about 330° for the Caritá fault.
