CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E
GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
O PAPEL DAS FALHAS NA EVOLUÇÃO DE BANDAS
DE DEFORMAÇÃO NA BACIA DO RIO DO PEIXE
Autora
:
Renata Emily Brito de Araújo
Orientador:
Prof. Dr. Francisco Hilário Rego Bezerra
Co-Orientador:
Prof. Dr. Francisco Cézar Costa Nogueira
Dissertação nº 203/PPGG
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA PROGRAMA DE PÓS GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E
GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
O PAPEL DAS FALHAS NA EVOLUÇÃO DE BANDAS
DE DEFORMAÇÃO PRESENTES NA BACIA DO RIO
DO PEIXE
Autora
:
Renata Emily Brito de Araújo
Dissertação de Mestrado apresentada em 26 de Fevereiro de 2018 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 atuação em Geologia e Geofísica do Petróleo.
Comissão Examinadora:
Prof. Dr. Francisco Hilário Rego Bezerra (PPGG/UFRN - Orientador) Prof. Dr. Francisco Cezar Costa Nogueira (PPGEPM/UFCG - Membro Externo)
Prof. Dr. Claudio Limeira Mello (PPGl/UFRJ - Membro Externo)
Araújo, Renata Emily Brito de.
O papel das falhas na evolução de bandas de deformação na bacia do Rio do Peixe / Renata Emily Brito de Araújo. - 2018. 76f.: il.
Dissertação (mestrado) - Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Centro de Ciências Exatas e da Terra, Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica. Natal, RN, 2018.
Orientador: Francisco Hilário Rego Bezerra. Coorientador: Francisco Cézar Costa Nogueira.
1. Geologia Dissertação. 2. Bandas de deformação
Dissertação. 3. Falhas de borda Dissertação. 4. Reativação -Dissertação. 5. Bacia do Rio do Peixe - -Dissertação. I. Bezerra, Francisco Hilário Rego. II. Nogueira, Francisco Cézar Costa. III. Título.
RN/UF/CCET CDU 551
PPGG/UFRN – Dissertação de mestrado em Geologia Agradecimentos Agradeço ao meu orientador, o prof. Dr. Francisco Hilário Rego Bezerra por todo o apoio, dedicação, conselhos e paciência para a execução desse trabalho. Também agradeço ao prof. Dr. Francisco Cézar Costa Nogueira que, mesmo distante, sempre foi atencioso e sugeriu observações e sugestões para a elaboração desse trabalho. Agradeço a ambos os professores por essa parceria e por me apresentarem pesquisadores da Petrobras, além de professores e alunos de outras instituições. Todos eles me fizeram vivenciar pessoalmente como funciona um projeto de pesquisa em equipe e todos sempre estiveram dispostos a me ajudar no que eu precisasse.
Agradeço aos colegas e amigos que fiz durante a pós-graduação, e em especial a: Ingrid, que me aconselhou desde o começo da graduação e que me acalmou em momentos de angústia; David Vasconcelos por ter me ajudado e me ensinado novos meios de confeccionar mapas, sempre muito disposto e prestativo; Alanny, por ter sido fundamental na confecção do meu trabalho, me aconselhando e ajudando desde a época da qualificação e se tornando co-autora do meu artigo; Matheus Nicchio, que me ajudou nas coletas de dados adquiridas em campo.
Quero agradecer aos meus pais, por todo o apoio que me deram e ao meu namorado, por todo o carinho e companheirismo.
PPGG/UFRN – Dissertação de mestrado em Geologia Resumo A reativação frágil das zonas de cisalhamento dúcteis pré-cambrianas de escala continental e o desenvolvimento de bacias rifte no nordeste do Brasil ocorreram no Cretáceo. Essas bacias geralmente apresentam estruturas subsísmicas, como bandas de deformação. O objetivo deste estudo é analisar a influência da arquitetura inicial do rifte e falhas mestre associadas na ocorrência e atributos das bandas de deformação. Foram utilizados dados topográficos SRTM, dados potenciais (aeromagnéticos e gravimétricos) de levantamentos locais para desvendar a estrutura do rifte e identificar segmentos de falha mestre. Além disso, foi utilizado um veículo aéreo não tripulado (UAV) e um estudo de campo para mapear bandas de deformação próximas das principais falhas rifte. Os resultados desse trabalho indicaram que a Bacia do Rio do Peixe foi formada ao longo da reativação da falha de Malta e da falha de Portalegre. As bandas de deformação ocorrem em arenitos mal selecionados, médios a muito grossos, dentro de zonas de danos no hanging wall com ~ 70 m de largura nas falhas mestre de borda. As bandas de deformação ocorrem como bandas individuais ou clusters, se encontrando a até 5 km da falha mestre Portalegre. Ao longo da Falha Malta, as bandas são encontradas a até 2,5km e são generalizadas em um alto estrutural delimitado por duas rampas de revezamento. As bandas de deformação seguem a direção ou são oblíquas às falhas mestres do rifte e se desenvolvem para superfícies de deslizamento, apresentando cinemática. A cinemática das superfícies de deslizamento é consistente com as falhas do rifte extensional. Além disso, é observado uma diminuição na frequência das bandas de deformação quando estas se distanciam das falhas mestre. As frequências das bandas de deformação atingem um pico perto do núcleo de falha, com valores entre 22 a 48 bandas/m. Essas observações indicam a influência de falhas rifte reativadas no padrão e evolução das bandas de deformação, e contribuem para a predição da localização, direção das bandas de deformação e cinemática das superfícies de deslizamento em configurações distensivas continentais.
Palavras chave: Bandas de deformação; falhas de borda; falhas de crescimento; reativação; relação bandas/m; Bacia do Rio do Peixe.
PPGG/UFRN – Dissertação de mestrado em Geologia Abstract The fragile reactivation of continental scale pre-cambrian ductile shear zones and the development of rifte basins in northeastern Brazil occurred in the Cretaceous. These basins commonly exhibit subseismic structures, such as deformation bands. The objective of this study is to analyze the influence of early rift architecture and associated master faults on the occurrence and attributes of deformation bands. Shuttle radar topography, aeromagnetic, and gravity data were used to unravel the rift structure and identify master fault segments. In addition, an unmanned aerial vehicle (UAV) were used and a field study to map deformation bands close to the main rift faults. The results indicated that the Rio do Peixe Basin was formed along the reactivation of the Malta fault and the Portalegre fault.. Deformation bands occur in poorly sorted, medium to very coarse sandstones within ~70 m wide hanging wall damage zones at the master border faults. The deformation bands occur as single bands or unified bands, called clusters, as far as 5 km from Portalegre Fault master faults, as far as 2.5km from Malta Fault and they are widespread in a structural high bounded by two relay ramps. The deformation bands follow the strike or are oblique to the master rift faults and become slip surfaces when a zone of deformation bands causes a zone of weakness that forms faults. The slip surfaces kinematics are consistent with those of extensional rift faults. In addition, a decrease in deformation band frequency occurs away from the master faults. The deformation band frequencies peak close to the fault core with values as high as 22-48 bands/m. These observations indicate the influence of reactivated rift faults on the deformation band pattern and evolution, and they contribute to the prediction of the location, strike, and kinematics of deformation bands in continental extensional settings.
Keywords: Deformation bands; border faults; fault growth; reactivation; cumulative frequency versus bands thickness; Rio do Peixe basin.
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Índice Agradecimentos... pág. i Resumo ... pág. ii Abstract ... pág. iii Lista de Figuras ... pág. vi Lista de Tabelas ... pág. viii
Capítulo 1 – Introdução
1.1 – Apresentação ... pág. 1 1.2 – Justificativa ... pág. 1 1.3 – Localização da área de estudo ... pág. 2 1.4 – Objetivos ... pág. 4
Capítulo II – A Bacia do Rio do Peixe
2.1 – Riftes Continentais ... pág. 5 2.2 – Província Borborema ... pág. 7 2.3 – Embasamento da Bacia Rio do Peixe ... pág. 8 2.4 – Influência das zonas de cisalhamento sobre a Bacia do Rio do Peixe pág. 9 2.5 – Contexto geológico da Bacia do Rio do Peixe ... pág. 10 2.6 – Litoestratigrafia da Bacia do Rio do Peixe ... pág. 11
Capítulo III – Estado da arte
3.1 – Reativação rúptil em zonas de cisalhamento dúcteis ... pág. 14 3.2 – Bandas de deformação ... pág. 18
Capítulo IV – Métodos
4.1 – O uso de dados topográficos SRTM e dados potenciais (magnéticos
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Índice 4.2 – Geometria e cinemática das estruturas encontradas em campo ... pág. 24 4.3 – Scanline - densidade das bandas de deformação ... pág. 24
Artigo - Early rift fault architecture control on deformation band pattern in the Rio do Peixe basin, Brazil
Abstract ... pág. 27 5.1 – Introduction ... pág. 28 5.2 – Tectonic background ... pág. 29 5.3 – The early rift architecture ... pág. 31 5.3.1 – The use of the shuttle radar topography and local potential
data ... pág. 31 5.3.2 – Rift structure and displacement-distance diagrams ... pág. 33 5.4 – Deformation bands attributes in fault damage zones ...
5.4.1 – Methodology ... 5.4.2 – Geometry and kinematics of deformation bands ... 5.4.3 – Frequency and thickness of deformation bands ... 5.5 – Discussion ... 6 – Conclusion ... References ... pág. 34 pág. 34 pág. 35 pág. 37 pág. 39 pág. 42 pág. 43 Figures ... Referências bibliográficas ... pág. 48 pág. 58
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Lista de Figuras Figura 1.1: Mapa de localização da Bacia do Rio do Peixe (Modificado de
De Castro et al., 2007) ... Figura 1.2: A Bacia do Rio do Peixe é dividida em três sub-bacias: Sub-bacia Brejo das Freiras, Sub-Sub-bacia Sousa e Sub-Sub-bacia Pombal. A Bacia apresenta três falhas mestres denominadas de Falha Portalegre, Falha Malta e Falha Rio Piranhas. O quadrado tracejado representa a área de estudo deste trabalho. ... Figura 2.1: Reconstrução tectônica esquemática mostrando que a separação dos continentes sul-americano e africano deram origem a diversas bacias sedimentares, em ambas as margens continentais, durante o período rifte. Retirado de Bizzi et al. (2003). ... Figura 2.2: Mapa geológico simplificado da Província Borborema mostrando a distribuição das bacias sedimentares e as feições geológicas principais. (1) Bacias rifte do Cretáceo; (2) Bacia do Paleozoico; (3) Cobertura de rochas sedimentares e sedimentos costeiros; (4) Zonas de cisalhamento (J: Jaguaribe, M: Malta, PA: Portalegre, R: Rio Piranhas; RF, Rodolfo Fernandes; (5) Zonas de empurrão; (6) Eixo Cariri-Potiguar. Modificado de De Castro et al. (2007). ... Figura 2.3: Delimitação da Bacia do Rio do Peixe e embasamento. As falhas Portalegre e Malta são reativações das Zonas de Cisalhamento Portalegre e Patos, respectivamente. ... Figura 3.1: Ocorrência de falhas semi-dúcteis, semi-frágeis e frágeis de acordo com a temperatura e profundidade. Observar a ocorrência de falhas de rocha próximo à superfície (retirado e modificado de Wennerström et al., 2006). ... Figura 3.2: Fatores que controlam as rochas de falha e a evolução reológica dentro das principais zonas de falha. Esses fatores são divididos em litológicos (em branco) e de ambiente (em cinza). A escala e a estrutura das zonas de falha relacionadas a uma rede de fraturas têm características distintas, dependendo da escala, grau de interconectividade, permeabilidade (e.g., Cowie et al., 1996 e referências contidas) (retirado e modificado de Holdsworth et al., 2001). ... Figura 3.3: Modelo geral de formação das falhas em arenito poroso das bandas de deformação proposto por Aydin e Johnson (1978): (a) bandas individuais de deformação são formadas; (b) conexão dessas bandas individuais; (c) formação de uma zona de bandas de deformação; (d) falhamento dessa zona (retirado de Fossen, 2010). ... Figura 4.1: (A) Dados topográficos SRTM com inclinação de luz a 0º para destacar o contorno e os segmentos de falha da bacia do Rio do Peixe. (B) Interpretação dos dados topográficos SRTM. ...
pág. 3 pág. 3 pág. 5 pág. 5 pág. 9 pág. 16 pág. 17 pág. 18 pág. 20
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Lista de Figuras Figura 4.2: (A) Filtro Tilt Derivative para destacar os contatos litológicos e
lineamentos estruturais na bacia do Rio do Peixe. (B) Interpretação dos dados magnéticos. ... Figura 4.3: Posição de cada rejeito máximo ao longo de cada seção. As seções coincidem com os três afloramentos por onde utilizaram os scanlines nesse trabalho. As retas pretas representam as seções, as bolas pretas representam o rejeito máximo de cada seção, as bolas amarelas representam o rejeito máximo de cada afloramento por onde foram coletados dados de scanlines. ... Figura 4.4: Gráficos de rejeito máximo (Dmax) x comprimento (L) para observar se as falhas Portalegre e Malta são dependentes ou independentes umas das outras. ... Figura 4.5: Exemplo de gráfico de frequência cumulativa (banda/m) x distância do núcleo de falha em SL1 mostrando que cada mudança de curva, representado pelas retas em verde, indicam mudança limites de zona de dano. i.z.: zona de dano de primeira ordem; o.z.: zona de dano de segunda ordem; t.z.: zona de transição. ...
pág. 22
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PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Lista de Tabelas Tabela 2.1: Esquema cronoestratigráfico da Bacia do Rio do Peixe.
Retirado e modificado de De Castro et al. (2007). ...
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo I – Introdução 1.1 Apresentação
Este trabalho constitui uma dissertação de mestrado do Programa de Pós-graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG) da Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN). A presente pesquisa discute as relações das bandas de deformação com as falhas rifte de borda da Bacia do Rio do Peixe. Com a compilação de todo esse conhecimento, foi produzido um manuscrito científico submetido à revista Tectonophysics.
Nesta dissertação, foram utilizados dados topográficos SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) com tratamento de cores, para identificar os segmentos de falhas rifte de borda na Bacia; dados aeromagnéticos, para ressaltar máximas amplitudes sobre os maiores gradientes magnéticos, destacando as contatos geológicos e lineamentos estruturais; dados gravimétricos, para analisar a relação do deslocamento máximo das falhas e curvas de crescimento; e scanlines do contato entre o embasamento e o arenito, para analisar a localização, abundância, espessura e direção das bandas de deformação. O processamento digital dos dados gravimétricos de profundidade foi feito com o uso do software Oasis Montaj v. 9.3, onde foram identificados os deslocamentos máximos em cada segmento de falha. A localização, frequência e cinemática das bandas de deformação e superfícies de deslizamento foram mostrados em mapas, pelo software Arcgis 10.3.1 com os stereonets plotados do software TectonicsFP. Além disso, gráficos elaborados no Excel mostraram a relação da quantidade de bandas de deformação por metro e distância do núcleo de falha.
1.2 Justificativa
As bandas de deformação (BDs) são delgadas zonas de redução de porosidade, cortadas por cisalhamentos que possuem rejeitos milimétricos, quando podem ser medidos (Antonellini and Aydin, 1994). As BDs ocorrem como estruturas individuais, grupos ou em zonas associadas a superfícies de deslizamento (Fossen, 2010). Elas são comuns em arenitos porosos deformados e possuem redução de porosidade e permeabilidade quando a rocha sofre compactação. Os mecanismos de deformação, geometria, tamanho e distribuição variam de acordo com o contexto
PPGG/UFRN– Dissertação de Mestrado em Geologia Capítulo I – Introdução tectônico, profundidade de soterramento durante a deformação e cinemática das falhas (Fossen et al., 2017).
As bandas de deformação estão relacionadas às zonas de dano, que são formadas próximas às falhas em regimes distensionais, e possuem real importância visto que podem servir como barreiras ou condutos de fluidos (Schueller et al., 2013). Muitos fatores podem influenciar a espessura da zona de dano, como, por exemplo, a história da falha de crescimento, a geometria da falha e a intensidade do núcleo de falha (Fossen et al., 2017). Entretanto, é difícil predizer com detalhes o comportamento das bandas de deformação (Fossen et al., 2017). Não há estudos mostrando a relação da distribuição das bandas de deformação com as condições da cinemática das falhas de borda em regimes distensionais. Para isso, é necessário estudar como acontece essa distribuição das bandas de deformação quanto à abundância, geometria e cinemática, a partir de arenitos deformados e localizados na borda em direção à porção central da bacia. O alvo de estudo desse trabalho é a Bacia do Rio do Peixe, nordeste do Brasil, que possui falhas de borda que se formaram pela reativação frágil de zonas de cisalhamento dúcteis no embasamento cristalino. Tais falhas foram geradas na fase rifte desta bacia (Françolin et al., 1994). 1.3 - Localização da área de estudo
A Bacia do Rio do Peixe está inserida na Província Borborema, nordeste do Brasil. Ela se situa entre a Zona de Cisalhamento Patos e a Zona de Cisalhamento Portalegre (Figura 1.1). A Bacia se localiza no extremo noroeste do estado da Paraíba, próximo ao limite com os estados do Ceará e Rio Grande do Norte.
PPGG/UFRN– Dissertação de Mestrado em Geologia Capítulo I – Introdução Figura 1.1: Mapa de localização da Bacia do Rio do Peixe (Modificado de De Castro et al., 2007).
A área de estudo desse trabalho localiza-se em duas das três subdivisões da Bacia do Rio do Peixe, chamadas de Sub-bacia Brejo das Freiras e Sub-bacia Sousa (Figura 1.2). A Bacia apresenta três falhas principais: Falha Portalegre, Falha Malta e Falha Rio Piranhas. Essas falhas são reativações das zonas de cisalhamento pré-cambrianas e foram essenciais para a formação da Bacia do Rio do Peixe.
Figura 1.2: A Bacia do Rio do Peixe é dividida em três sub-bacias: bacia Brejo das Freiras, Sub-bacia Sousa e Sub-Sub-bacia Pombal. A Bacia apresenta três falhas mestres denominadas de Falha Portalegre, Falha Malta e Falha Rio Piranhas. O quadrado tracejado representa a área de estudo deste trabalho.
PPGG/UFRN– Dissertação de Mestrado em Geologia Capítulo I – Introdução 1.4 - Objetivos
O principal objetivo do estudo é analisar a influência da arquitetura inicial do rifte e falhas mestre associadas as ocorrências e atributos das bandas de deformação. As bandas de deformação, estruturas geradas durante o Cretáceo Inicial na Bacia do Rio do Peixe, necessitam de um estudo quanto suas localizações, cinemáticas, geometrias e densidades e relacionar-las com as falhas rifte de borda da Bacia. Para isso, utilizou-se dados topográficos SRTM, dados gravimétricos e magnéticos, e dados coletados em campo.
Os objetivos específicos abrangem os seguintes pontos:
identificar zonas de cisalhamento, falhas e dobras que afetem a Bacia, nas unidades sin-rift, e em que períodos ocorreram;
identificar ocorrência, geometria, espessura e cinemática das bandas de deformação e relacioná-las às falhas de borda;
identificar os diferentes segmentos das falhas de borda quanto a relação deslocamento máximo e distância;
identificar estrias de falhas para relação com a cinemática; reconhecer estruturas tectônicas como dobras e sua relação com as deformações sin-rifte;
correlacionar as informações já expostas em artigos referentes às bandas de deformação em regimes distensionais e relacioná-las com os dados obtidos em campo na Bacia do Rio do Peixe.
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo II – A Bacia do Rio do Peixe 2.1 Riftes Continentais
Antes da abertura do Oceano Atlântico, os continentes Sul-americano e africano pertenciam ao continente Gondwana. Há cerca de 200 milhões de anos, no Jurássico Final e Cretáceo, eles se separaram, criando bacias sedimentares em ambas as margens, sob extensão horizontal (Valencio e Vilas, 1969; Rand e Mabesoone, 1982; Szatmari et al., 1987) (Figura 2.1).
Figura 2.1: Reconstrução tectônica esquemática mostrando que a separação dos continentes sul-americano e africano deram origem a diversas bacias sedimentares, em ambas as margens continentais, durante o período rifte. Retirado de Bizzi et al. (2003).
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Chang et al. (1988) reconheceram três fases principais sin-rifte (I, II, e III) durante a evolução do Rifte do Atlântico Sul. Matos (1992) correlacionou à fase rifte das bacias da Província Borborema como sendo a fase sin-rifte II, quando grandes
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo II – A Bacia do Rio do Peixe vales de rifte são associados com uma fratura generalizada da parte superior da crosta desenvolvida, chamado de Sistema rifte Cariri-Potiguar. A tectônica evolutiva desse sistema rifte, no Cretáceo Inicial, foi resultado de uma distensão NW-SE ao longo de zonas de cisalhamentos (Sénant e Popoff, 1991; Matos, 1992; Françolin et al., 1994). O eixo do rifte Cariri-Potiguar engloba uma série de bacias intracratônicas com direção nordeste na porção central da Província Borborema, sendo esse eixo o qual favoreceu a abertura dessas bacias (Figura 2.2). Essas bacias, de uma forma geral, apresentam geometria do tipo meio-gráben, mergulhando para SE, com falhas de transferência NW-SE (De Castro et al., 2007).
No entanto, a evolução geodinâmica posterior à fase rifte alterou as forças que agiam sobre o continente sul-americana devido ao desenvolvimento simultâneo da Dorsal Meso-Atlântica. A Dorsal Meso-Atlântica foi formada paralelamente à subida dos Andes. Nesse período o rifteamento continental foi interrompido, mais precisamente no Cretáceo Final, devido a duas novas fontes: tensões e relevos topográficos permanentes, tanto da Dorsal quanto dos Andes. Ambas as fontes induziram uma compressão horizontal no continente sul-americano (Assumpção, 1992; Coblentz e Richardson, 1996; Cobbold et al., 2007; Marques e Moulin, 2011; Cogné et al., 2012).
Este regime compressivo horizontal sofreu variações ao longo do tempo, aparentemente seguindo flutuações de altitude nos Andes Centrais (por exemplo, Cogné et al., 2011, 2012, 2013). Neste caso, houve uma mudança no campo de tensão na deformação intracontinental no Nordeste do Brasil, que variou de extensão para compressão na horizontal. Essa compressão gerou uma forte compressão tectônica entre o Paleógeno e o Neógeno, quando os Andes apresentaram a topografia mais alta. Esse novo campo de tensões favoreceu a inversão de algumas bacias sedimentares da placa Sul Americana, sendo uma delas a Bacia do Rio do Peixe, o alvo desse estudo.
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo II – A Bacia do Rio do Peixe Figura 2.2: Mapa geológico simplificado da Província Borborema mostrando a distribuição das bacias sedimentares e as feições geológicas principais. (1) Bacias rifte do Cretáceo; (2) Bacia do Paleozoico; (3) Cobertura de rochas sedimentares e sedimentos costeiros; (4) Zonas de cisalhamento (J: Jaguaribe, M: Malta, PA: Portalegre, R: Rio Piranhas; RF, Rodolfo Fernandes; (5) Zonas de empurrão; (6) Eixo Cariri-Potiguar. Modificado de De Castro et al. (2007).
2.2 Província Borborema
A Província Borborema possui um embasamento que se constitui de rochas metamórficas e graníticas de idade pré-cambriana. Ela caracteriza-se por uma extensa faixa orogênica, compreendendo os terrenos geológicos do Nordeste do Brasil afetados pela orogênese Brasiliana/Pan-Africana (750 a 540 Ma). A Província Borborema é limitada a Sul pelo Cráton São Francisco, a oeste pelas rochas
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo II – A Bacia do Rio do Peixe
sedimentares paleozoicas da Bacia do Parnaíba, a norte e a leste pelos sedimentos costeiros mesozóicos-cenozóicos (Almeida et al., 2000), que compõem várias bacias marginais (Figura 2.2).
A sedimentação e o vulcanismo variam entre o Paleoproterozoico e o Neoproterozoico, (Brito Neves et al., 2000). Há uma foliação de baixo ângulo por toda a Província, como também zonas de cisalhamento transcorrentes dúcteis (Vauchez et al., 1995), decorrentes do ciclo orogênico Brasiliano/Pan-Africano. Ao longo dessa orogênese, muitos corpos graníticos sin-cinemáticos para pós-cinemáticos foram intrudidos nessa Província (Almeida et al., 2000).
A Província Borborema compreende várias zonas de cisalhamento, com duas direções principais: E-W e NE-SW. Elas podem se propagar ao longo de milhares de quilômetros, têm até 10 km de quilômetros de largura, e possuem uma forma sigmoidal. As zonas de cisalhamento Patos e Pernambuco, ambas de direção E-W, são as mais longas (Françolin et al., 1994).
Boa parte dessas zonas de cisalhamento apresentam uma reativação frágil associada com o rompimento da Gondwana no Cretáceo Inicial. Essas reativações são mostradas em subsuperfície na forma de falhas e foram fundamentais para formação de diversas bacias, entre elas a Bacia do Rio do Peixe (Daly et al., 1989; Vauchez et al., 1995).
2.3 Embasamento da Bacia do Rio do Peixe
O embasamento Pré-Cambriano da Bacia do Rio do Peixe é composto por três domínios tectonostructurais, localizados ao norte da Zona de Cisalhamento Patos (Figura 2.2): Orós-Jaguaribe, Rio Piranhas e Granjeiro. Os protólitos do embasamento são gnaisses, migmatitos , granitos, pegmatitos, metaconglomerados e xistos (Françolin et al., 1994).
Esses domínios foram intensamente deformados por zonas de cisalhamento dúcteis, fazendo com que o embasamento sofresse um movimento distensional de direção NW-SE que contribuiu para a formação de três sub-bacias separadas por altos estruturais (Sénant e Popoff, 1991; Matos, 1992; Françolin et al., 1994).
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo II – A Bacia do Rio do Peixe 2.4 Influência das zonas de cisalhamento sobre a Bacia do Rio do Peixe
A Bacia do Rio do Peixe se formou na interseção da Zona de Cisalhamento Portalegre, de direção NE-SW, com a Zona de Cisalhamento Patos, de direção E-W. O sistema de falhas frágeis geradas pela reativação das zonas de cisalhamento foram a Falha Portalegre e a Falha Malta, respectivamente (Matos, 1992; Françolin et al., 1994) (Figuras 2.2 e 2.3).
A bacia é composta por três sub-bacias que, de oeste para leste, são a Brejo das Freiras, Sousa e Pombal. Essas sub-bacias, são separadas por horsts do embasamento e estão localizadas ao norte da Zona de Cisalhamento Patos (Figuras 1.2 e 2.2). As sub-bacias também podem ser classificadas como um meio-grábens assimétricos, com falhas principais íngremes em seus lados sul (sub-bacia Sousa) e sudeste (sub-bacia Brejo das Freiras e Pombal) (Sénant e Popoff, 1984, 1991; Matos, 1992; Françolin et al., 1994).
Figura 2.3: Delimitação da Bacia do Rio do Peixe e embasamento. As falhas Portalegre e Malta são reativações das Zonas de Cisalhamento Portalegre e Patos, respectivamente.
As falhas mestras ligam as sub-bacias, especialmente em seus lados do sudeste. As principais são: falha Malta, Portalegre e Rio Piranhas, formadas por
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo II – A Bacia do Rio do Peixe reativações de zonas de cisalhamento dúcteis no embasamento (Matos, 1992; Françolin et al., 1994) (Figura 2.3).
Na Província Borborema, a maioria das zonas de cisalhamento, principalmente as de direção E-W, apresenta uma foliação milonítica com alto mergulho e lineação suave, indicando um movimento dextral. No entanto, a Zona de Cisalhamento Patos, também de direção E-W, possui falhas com movimento sinistral nas unidades sedimentares cretáceas, confirmando assim esse movimento (Szatmari et al., 1987).
A formação e a evolução da Bacia do Rio do Peixe foram desencadeadas pela reativação frágil de zonas de cisalhamento pré-cambrianas dúcteis orientada NE-SW e E-W no Neocomiano (Arai et al., 1989; Nóbrega et al., 2005). Essas reativações geraram um sistema de falhas normais relacionadas com grandes deslocamentos verticais, na ordem de 2,4 km na sub-bacia Brejo das Freiras e 1,6 km na sub-bacia Sousa (Nóbrega et al., 2005).
Para analisar o período em que ocorreu a reativação das zonas de cisalhamento dúcteis, como também o início da sedimentação, foram coletadas amostras de superfície de núcleos sedimentares e as dataram como idade entre o Berriasiano ao Barremiano (Arai et al., 1989). Posteriormente, Nóbrega et al. (2005) investigaram o período dessa reativação com base em dados termocronológicos ao longo da Zona de Cisalhamento Portalegre, em lados opostos, ou seja, tanto no lado ocidental como no lado oriental. Os dados apontaram que o resfriamento da crosta, associado à movimentação do bloco ocidental para baixo, aconteceu entre 140-120 Ma. Após essa movimentação, iniciou-se o processo de preenchimento sedimentar da Bacia.
Nóbrega et al. (2005) também apontaram que do Paleógeno (aproximadamente 45 Ma) até os dias atuais, houve movimentos de subsidência ao longo da parte leste da Zona de Cisalhamento Portalegre, que podem estar ligadas à espessura das sub-bacias Brejo das Freiras (2,4 km de profundidade) e Sousa (1,6 km de profundidade).
2.5 Contexto geológico da Bacia do Rio do Peixe
A Bacia do Rio do Peixe é uma bacia rifte intracratônica que se desenvolveu preferencialmente ao longo de zonas de fraqueza preexistentes, que, em superfície, são localizadas pelas falhas. Essas falhas ocorrem em sedimentos litificados, como
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo II – A Bacia do Rio do Peixe também em sedimentos inconsolidados e são reativações da zona de cisalhamento dúctil dextral Brasiliana do embasamento. Como exemplo de falhas reativadas na bacia, têm-se as falhas Portalegre, Malta e Rio Piranhas (Figura 2.3).
Sénant e Popoff (1991) concluíram que a grande maioria das falhas dessa bacia são normais e geradas em um regime distensivo, com direção aproximadamente E-W. Françolin et al. (1994) descreveram dobras, falhas transcorrentes, falhas reversas, sendo as duas últimas ligadas a um regime compressivo horizontal de direção ENE. As dobras não são muito comuns em campo, são dobras abertas associadas a falhas principais e são sin-sedimentares, ou seja, são dobras de crescimento (Françolin et al., 1994).
Braun (1969) considerou que as rochas da Bacia do Rio do Peixe são do início do Cretáceo (Neocomiano) entre o Berriasiano e o Barremiano (144-124 Ma). Esse período foi considerado o principal no processo de estiramento crustal da margem do Atlântico Sul. Durante o Barremiano tardio, essa deformação distensional deslocou-se para o norte, no ramo Atlântico Equatorial, separando definitivamente a América do Sul e a África (De Castro et al., 2007). Nesse período, houve reativação da Zona de Cisalhamento Patos e está relacionada ao Benue, na África (Françolin et al., 1994). Os sedimentos encontrados na Bacia do Rio do Peixe são os mesmos encontrados nos sedimentos mais soterrados de Benue (Popoff et al., 1983; Guiraud e Maurin, 1991). Françolin et al. (1994) relacionaram a espessura estratigráfica da bacia à sua formação e atribuíram que a bacia começou na porção ocidental e migrou para leste com o passar do tempo.
2.6 Litoestratigrafia da Bacia do Rio do Peixe
A bacia tem preenchimento de origem continental e é composta por depósitos fluviais, de leques aluviais e lacustres. Esses depósitos de sedimentos podem ser claramente separados em três unidades estratigráficas (Tabela 2.1): Formação Antenor Navarro, Formação Sousa, e Formação Rio Piranhas, da base para o topo (Albuquerque, 1970).
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo II – A Bacia do Rio do Peixe Tabela 2.1: Esquema cronoestratigráfico da Bacia do Rio do Peixe. Retirado e modificado de De Castro et al. (2007).
Essas três formações foram reunidas no Grupo Rio do Peixe por Albuquerque (1970) e Mabesoone e Campanha (1974). A Formação Antenor Navarro consiste em conglomerados na base, seguido de arenitos grossos com intercalações de silitos e argilitos, depositados em um sistema fluvial. As cores predominantes são avermelhadas (Lima e Coelho, 1987). A Formação Sousa é essencialmente pelítica. Consiste principalmente de pelitos, com arenitos finos e margas. Foi depositado por rios sinuosos em várzeas ou dentro de lagos rasos. As cores mais comuns dessa formação são vermelhas ou roxas (Lima e Coelho, 1987). A Formação Rio Piranhas consiste de arenitos finos, na base, aumentando sua granulometria até chegar aos conglomerados, no topo. Os arenitos grossos são intercalados com mudstones de areia (Lima e Coelho, 1987).
Estudos recentes realizados por Silva et al. (2014) revelaram estratos devonianos na Bacia do Rio do Peixe, identificados por palinologia. Esses novos estratos deram origem a duas novas formações: Formação Pilões e Formação Triunfo, que estão reunidas no Grupo Santa Helena. No entanto, ainda há uma lacuna de cerca de 265 milhões de anos, que separa a tectonossequência do Grupo Rio do Peixe e Santa Helena.
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo II – A Bacia do Rio do Peixe Silva et al. (2014) reconheceram ignibritos e brechas vulcânicas na margem norte da sub-bacia de Sousa, indicando um possível evento piroclástico. Neste caso, ocorrem brechas (sedimentares, vulcânicas ou de falha) e conglomerados, de diferentes idades, associados ao preenchimento da Bacia.
O preenchimento litoestratigráfico da Bacia do Rio do Peixe representa um depósito típico sin-rifte. A ausência de sequências pré e pós-rifte na Bacia foi provavelmente devido ao processo de separação. Essas sequências tectônicas são preservadas em bacias a sul da zona de cisalhamento Patos e offshore da Bacia Potiguar norte (De Castro et al., 2007). A fase erosiva atingiu todo o sistema de rifte do nordeste brasileiro, sendo mais acentuado ao norte da zona de cisalhamento Pernambuco, onde foi removido um grande volume de sedimentos durante o final do Neocomiano. Estudos baseados em dados de poços exploratórios estimam que até 480 m de sedimentos sin-rifte foram erodidos entre 129 e 118 Ma na Bacia do Araripe (Ponte e Ponte Filho, 1996). Esta interpretação é comprovada por dados de traços de fissão (Morais Neto et al., 2000), que exibem um pronunciado e generalizado evento de soerguimento e erosão na Província Borborema.
UFRN/CCET– Relatório de Graduação em Geologia Capítulo III – Sensoriamento Remoto
Capítulo III –
Estado da Arte
3.1 Reativação rúptil em zonas de cisalhamento dúcteis
O processo de rifteamento ocorreu mundialmente ao longo de cinturões móveis preexistentes. Esses cinturões controlaram a direção dos riftes, em grande escala. Em pequena escala, as zonas de cisalhamento existentes dentro dos cinturões móveis foram reativados como falhas rifte (Salomon et al., 2015), contribuindo, por exemplo, no processo da formação de bacias (e.g., Daly et al., 1989; Knipe, 1989; Lee e Hwang, 1993; Scheck-Wenderoth e Lamarche, 2005; Van Wees e Beekman, 2000). A relação entre a bacia e estruturas preexistentes é constantemente baseada com a semelhança entre as direções analisadas em imagem de falhas rifte na seções sísmicas e a direção da tectônica do embasamento, observados onshore (e.g., Roberts e Holdsworth, 1999; Wilson et al., 2006).
As reativações de estruturas ocorrem em elementos estruturais preexistentes e bem definidos desses cinturões, como as falhas, zonas de cisalhamento ou contatos litológicos (Holdsworth et al., 1997). Esses elementos são de extrema importância para o entendimento do quebramento da Pangeia, evolução rifte e evolução das margens passivas. As características desses elementos podem influenciar deformações posteriores como, por exemplo, a orientação e extensão de falhas (Salomon et al., 2015). Em muitos contextos distensionais, essas zonas de cisalhamento são um fator essencial na determinação da localização e geometria da deformação tectônica, envolvendo sistemas de falhas transcorrentes, cinturões orogênicos e bacias rifteadas em um contexto intracontinental ou em margens continentais (Holdsworth et al., 2001). Isto é possível, visto que tais estruturas são suscetíveis a serem reativadas, assim evidenciando uma deformação posterior (e.g., Handy, 1989; Holdsworth et al., 2001; Piqué e Laville, 1996; Smith e Mosley, 1993; Sykes, 1978; Watterson, 1975; Younes e Ken McClay, 2002). Algumas estruturas mais duradouras também são conhecidas como caminhos para migração de fluidos hidratados e magmas (e.g., Hutton et al., 1988; Kerrich, 1986; McCaig, 1997).
A reativação das zonas de cisalhamento está ligada à resistência à ruptura do material causado por anisotropia mecânica em rochas do embasamento, planos de foliação, camadas de um material mais fraco, ou a um contraste nas propriedades
PPGG/UFRN – Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo III – Estado da Arte do material devido à justaposição de diferentes tipos de rochas (White et al., 1986). Estudos posteriores propõem que as foliações preexistentes geram uma deformação dúctil, assim desempenhando uma forte influência na arquitetura das zonas de cisalhamento durante a deformação (e.g., Beacom et al., 2001; Butler et al., 2008). Análises experimentais indicaram que as rochas foliadas são mecanicamente anisotrópicas (Donath, 1964; Shea e Kronenberg, 1993), propondo que as foliações apresentam uma anisotropia mecânica ou planos de fraqueza dentro da rocha que podem servir para um fraturamento posterior. No entanto, análogos de seções de falhas rifte mais profundos são dificilmente expostos, e os impactos específicos da anisotropia mecânica por estruturas de falhas em escala de exposição são difíceis de estabelecer (Kirkpatrick et al., 2013).
Há vários tipos de rochas de falha ligadas a um regime rúptil. Elas variam de acordo com o tipo litológico, da pressão confinante (profundidade), da temperatura, da pressão de fluidos, da cinemática, entre outros. Com essas características, é possível diferenciar-las das rochas miloníticas formadas em regime plástico (Fossen, 2010).
As estruturas rúpteis se formam próximo à superfície, pois, de uma forma geral, a diminuição da temperatura faz a deformação das rochas passarem para cisalhante ou falhada. Os movimentos tectônicos foram gerados primeiramente ao longo de zonas de cisalhamento dúcteis e, aos poucos, a temperatura desse movimento diminuiu. A diminuição da temperatura durante o movimento gerou falhas semi-dúcteis, semi-frágeis e frágeis. As falhas geradas por esses três regimes serão mostradas abaixo, de acordo com a profundidade crustal (Figura 3.1) (Wennerström et al., 2006).
PPGG/UFRN – Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo III – Estado da Arte Figura 3.1: Ocorrência de falhas semi-dúcteis, semi-frágeis e frágeis de acordo com a temperatura e profundidade. Observar a ocorrência de falhas de rocha próximo à superfície (retirado e modificado de Wennerström et al., 2006).
A evolução textural e a distribuição da deformação na maioria das zonas de falha podem ser estabelecidas de acordo com seis fatores subdivididos em controles litológicos e ambientais, conforme (Figura 3.2) (Knipe, 1989).
PPGG/UFRN – Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo III – Estado da Arte Figura 3.2: Fatores que controlam as rochas de falha e a evolução reológica dentro das principais zonas de falha. Esses fatores são divididos em litológicos (em branco) e de ambiente (em cinza). A escala e a estrutura das zonas de falha relacionadas a uma rede de fraturas têm características distintas, dependendo da escala, grau de interconectividade, permeabilidade (e.g., Cowie et al., 1996 e referências contidas) (retirado e modificado de Holdsworth et al., 2001).
Vários estudos publicados abordaram o comportamento da reativação frágil de zonas de cisalhamento pelo mundo (como, por exemplo, Allen, 2004; Beacom et al., 2001; Gontijo-Pascutti et al., 2010; Jabaloy et al., 1993; Kirkpatrick et al., 2013; Klepeis et al., 1999; Kumerics et al., 2005; Modisi et al., 2000; Ring, 1994; Stewart e Clark, 1999; Theunissen et al., 1996).
Uma maneira de analisar as estruturas frágeis em zonas de cisalhamento é obter mecanismos focais de terremoto. Estes mecanismos mostram que falhas frágeis têm orientações variadas em relação a foliações preexistentes (Bezerra et al., 2011; Pytharouli et al., 2011).
No entanto, as deformações em falhas frágeis precisam de um estudo mais aprofundado, por possuir maior complexidade do que a reativação de uma foliação preexistente (Kirkpatrick et al., 2013). A maioria dos estudos anteriores concentraram-se nos mecanismos de reativação, e pouco se sabe sobre o deslocamento, as tensões, durante a reativação da falha (Salomon et al., 2015).
PPGG/UFRN – Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo III – Estado da Arte 3.2 Bandas de deformação
A deformação rúptil tanto em rochas altamente porosas como nos sedimentos pode ser apresentada na natureza por estruturas deformacionais conhecidas como bandas de deformação. As bandas de deformação são delgadas zonas de redução de porosidade e permeabilidade, cortadas por cisalhamentos que possuem rejeitos milimétricos, quando podem ser medidos (Antonellini e Aydin, 1994). Elas ocorrem como estruturas individuais, grupos ou em zonas associadas a superfícies de deslizamento (Fossen, 2010). Além disso, as bandas de deformação contêm um deslocamento contínuo, portanto, são diferentes das falhas propriamente ditas. Segundo Crider and Peacock (2004), as bandas de deformação são semelhantes às zonas de cisalhamento semi-frágeis. Exposições deste estilo de banda de deformação frequentemente formam partes resistentes a erosão, gerando relevos positivos. A Figura 3.6 mostra o modelo geral de formação de falhas em arenito bandas de formação, proposto por Aydin and Johnson (1978). As bandas de deformação individuais são geradas e elas são concentradas, denominadas de clusters, até formar uma superfície de falha, também chamada de superfície de deslizamento.
Figura 3.3: Modelo geral de formação das falhas em arenito poroso das bandas de deformação proposto por Aydin e Johnson (1978): (a) bandas individuais de deformação são formadas; (b) conexão dessas bandas individuais; (c) formação de uma zona de bandas de deformação; (d) falhamento dessa zona (retirado de Fossen, 2010).
PPGG/UFRN – Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo III – Estado da Arte As bandas de deformação provocam uma diminuição da permeabilidade em reservatórios (Ballas et al., 2014), e seus mecanismos de deformação, geometria, tamanho e distribuição podem variar em função do contexto tectônico, profundidade de soterramento durante a deformação e cinemática das falhas (Fossen et al., 2017)
A maioria das bandas envolve uma combinação de cisalhamento e compactação, devido as diferentes tensões e ambientes tectônicos, onde os dois podem ter mesmas proporções ou um exceder o outro. As bandas de compactação são separadas em três tipos, que variam de acordo com a espessura, propriedades, geometria e distribuição. Além disso, essas bandas são formadas em diferentes estados de tensão e condições litológicas.
Quando o movimento de cisalhamento é igual a compactação, ou quando ocorre a compactação pura, as bandas de deformação ocorrem apenas em regime contracional. No entanto, quando o movimento de cisalhamento excede a compactação (compactional shear bands - CSB), pode ocorrer em qualquer regime. No regime extensional, a maioria das bandas de deformação formam cluster ao redor da falha (Soliva et al., 2016; Fossen et al., 2017). Arenitos porosos e camadas sedimentares associadas são geralmente flexíveis e acomodadas a deformação dos movimentos de unidades abaixo, como o embasamento, e em larga escala, como as falhas lístricas (Fossen e Rotevatn, 2012). As bandas de deformação foram primeiramente descritas em regimes extensionais (Aydin e Johnson, 1978; Soliva et al., 2016). Embora os clusters de bandas de deformação ocorram em regimes extensionais, eles também podem ser distribuídos em rampas de revezamento e acima de camadas mais flexíveis como xisto e sal (Rotevatn e Fossen, 2011). Além disso, estruturas rollover podem gerar bandas de deformação em abundância (Antonellini e Aydin, 1995).
O estudo das bandas de deformação é importantes nos estudos de reservatórios de petróleo, gás ou água pois podem funcionar como barreiras ou caminhos para passagem de fluidos. Dificilmente elas podem formar armadilhas selantes que possam controlar as quantidades significativas de petróleo ao longo do tempo geológico, mas podem influenciar no fluxo de fluidos, de acordo com a permeabilidade interna, espessura e/ou frequência (Fossen et al., 2012).
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo IV – Aspectos Metodológicos 4.1 O uso dos dados topográficos SRTM e dados potencial local
Com o propósito de ressaltar os segmentos de falha na Bacia, os dados topográficos SRTM (Shuttle Radar Topography Mission), da Bacia do Rio do peixe, foram coletados através do site de Serviço Geológico dos Estados Unidos (United States Geological Survey - USGS). Nesses dados (Figura 4.1) foram testadas diferentes inclinações de luzes, usando o software ENVI 4.7,, onde os azimutes a 0º e 90º melhor evidenciaram esses segmentos. Posteriormente, as imagens foram transferidas para o software Arcgis 10.3.1 para definir os segmentos de falhas ressaltados.
Figura 4.1: (A) Dados topográficos SRTM com inclinação de luz a 0º para destacar o contorno e os segmentos de falha da bacia do Rio do Peixe. (B) Interpretação dos dados topográficos SRTM.
Como os dados topográficos SRTM evidenciam apenas estruturas em superfície, foram usados dados magnéticos aerolevantados para identificar
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo IV – Aspectos Metodológicos segmentos de falhas cegas. O conjunto de dados foi adquirido no âmbito dos Projetos Aerogeofísicos Paraíba – Rio Grande do Norte e Pernambuco - Paraíba, realizados na parte central norte da Província Borborema em 2009 (Brasil. MME / CPRM, 2010). Os dados magnéticos foram previamente corrigidos da variação diurna do campo geomagnético e removida sua componente principal (Internacional Geomagnetic Reference Field- IGRF). O Campo Magnético Anômalo (Total Magnetic Intensity - TMI) foi obtido interpolando os dados magnéticos, utilizando o método Mínima Curvatura, com tamanho de células de 0,5 km. Em seguida, foi utilizado o filtro de Redução ao Polo (Reduction to the Pole filter - RTP), visando centralizar a anomalia magnética sobre a sua fonte (Telford et al., 1990) utilizando os parâmetros de declinação e inclinação magnética para a área levantada estudada. Para a interpretação dos dados aeromagnéticos e a correlação com a geologia foram empregados filtros que realçam a assinatura magnética. Para isso foi aplicado o Matched Filter (Phillips, 2001) para separar as anomalias magnéticas em quatro bandas espectrais relacionadas aos intervalos de profundidade (profundo ~16,3 km; intermediário I ~2,5 km; intermediário II ~0,56 km; e raso ~0,18 km), onde as fontes magnéticas estão concentradas. As anomalias intermediárias II RTP (IMF2) mostram com mais clareza os padrões magnéticos e os lineamentos das estruturas que formam a geometria interna da bacia e seus limites. Além disso, o filtro Tilt Derivative (TDR) foi aplicado em anomalias IMF2 (TDR-IMF2) para produzir altas amplitudes nos gradientes magnéticos mais largos, destacando os contatos litológicos e os lineamentos estruturais (Figura 4.2).
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo IV – Aspectos Metodológicos Figura 4.2: (A) Filtro Tilt Derivative para destacar os contatos litológicos e lineamentos estruturais na bacia do Rio do Peixe. (B) Interpretação dos dados magnéticos.
Com a figura acima, é possível observar que as maiores amplitudes nos gradientes magnéticos mais largos respeitam o contorno da bacia, como também a posição dos segmentos de falhas. Essas estruturas coincidem exatamente com os dados topográficos SRTM anteriormente interpretados. As interpretações dos dados topográficos SRTM (Figura 4.1) foram acrescentadas aos dados magnéticos de anomalias intermediárias I (Figura 4.2). Com a união desses dados foi possível identificar as principais falhas rifte dos segmentos, deslocados por falhas de transferência.
A interpretação dos segmentos de falhas das figuras anteriores, representados por letras e diferentes cores (Figura 4.3), foi acrescentada ao mapa de contornos estruturais da Bacia do Rio do Peixe. O mapa de contornos estruturais foi elaborado a partir do modelo gravimétrico 3D da bacia, obtido por De Castro et al. (2007). O modelo gravimétrico 3D da geometria interna do rifte tem base em 728 estações gravimétricas cobrindo a região da bacia por inteiro com 1,5 km de células de grades regulares espaçadas.
Com o mapa de contornos estruturais, foi possível estimar os valores de rejeito ao longo dos segmentos de falhas e assim inferir se os segmentos de falhas são dependentes entre si. Além disso, foi possível prever os rejeitos nos três afloramentos analisados na bacia. Para estimar os rejeitos, foram traçadas linhas pretas, espaçadas 2,5 km, ortogonais a direção normal das falhas em cada segmento de falha (Figura 4.3). O software Geosoft Oasis Montaj v. 9.3 estimou a posição e o valor do rejeito máximo ao longo de cada seção, representadas pelas
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo IV – Aspectos Metodológicos bolas pretas (Figura 4.3) As seções foram espaçadas de tal forma para coincidirem com os três afloramentos por onde passaram os scanlines nesse trabalho. Esse afloramentos foram selecionados de tal forma para avaliar o comportamento das duas falhas que bordejam a bacia: o SL1 localizado na Falha Malta, SL2 localizado entre a Falha Malta e a Falha Portalegre, e SL3 localizado na Falha Portalegre.
Figura 4.3: Posição de cada rejeito máximo ao longo de cada seção. As seções coincidem com os três afloramentos por onde utilizaram os scanlines nesse trabalho. As retas pretas representam as seções, as bolas pretas representam o rejeito máximo de cada seção, as bolas amarelas representam o rejeito máximo de cada afloramento por onde foram coletados dados de scanlines.
Baseado nos rejeitos máximos das seções, com base no mapa de contornos estruturais da bacia, foram realizadas curvas de rejeito de falha ao longo do comprimento da falha. As curvas de rejeito de falhas mostram a posição dos rejeitos nos três afloramentos analisados por scanlines. A análise das curvas entre rejeito máximo e comprimento leva em consideração que as falhas de borda da bacia foram formadas pelo crescimento e conexão de falhas individuais (Figura 4.4).
Figura 4.4: Gráficos de rejeito máximo (Dmax) x comprimento (L) para observar se as falhas Portalegre e Malta são dependentes ou independentes umas das outras.
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo IV – Aspectos Metodológicos A relação entre rejeito máximo e comprimento foi bastante estudada, principalmente para entender a geometria das falhas em diferentes escalas (por exemplo, Watterson, 1986; Cartwright et al., 1995; de Castro et al., 2008).
4.2 Geometria e cinemática das estruturas encontradas em campo
Nesta etapa realizou-se a seleção das áreas alvos, junção dos dados preexistentes com os novos dados coletados em campo, além de imagens de drone. As estruturas analisadas em campo foram medidas e lançadas no software Tectonics FP 1.7.8 para produção de stereonets com as direções dos planos, direções de estrias, cinemática e posição das paleotensões. Esses stereonets foram utilizados em mapas e perfis para observar as direções principais e oblíquas, como também a cinemática de falhas, bandas de deformação e superfícies de deslizamento.
4.3 Scanlines - densidade das bandas de deformação
Para a confecção dos scanlines foram coletadas medidas das bandas de deformação, e superfícies de deslizamentos, quanto ao espaçamento, suas respectivas espessuras e direções, nos três afloramentos por ondem foram coletados dados por meio de scanlines: SL1, SL2 e SL3. Essas medidas foram coletadas após o núcleo da falha, na transição entre o embasamento e a bacia, e terminando até onde há poucas ou nenhuma banda de deformação, em arenitos não deformados. Os scanlines medem entre 100m a 206m e, devido a sua extensão, algumas porções do scanline possuíam cobertura de solo, dificultando a coleta de dados. Para atribuir medidas que não puderam ser coletadas devido a essa cobertura, foi preciso atribuir um outro scanline, na mesma direção, em uma região próxima a cobertura para dar continuidade com as medições
A partir dos dados de scanline foi possível elaborar gráficos de quantidade de bandas por metro pela distância do núcleo da falha. Para fazer esse gráfico, foi feita uma contagem de bandas a cada metro por todo o scanline (Figura 4.5). Esse gráfico mostra a relação da densidade das bandas de deformação após o núcleo de falha até um arenito pouco ou não deformado.
Por esse gráfico é possível estimar a localização da zona de dano, da zona de transição e do arenito não deformado. Para isso, foram separados em duas
PPGG/UFRN– Dissertação de mestrado em Geologia Capítulo IV – Aspectos Metodológicos colunas os dados de espaçamento do scanline e o espaçamento acumulado. Para fazer o espaçamento acumulado, o valor do espaçamento seguinte é igual a soma do próximo valor com o anterior. Depois esses valores são postos em ordem decrescente e uma nova coluna ao lado é feita com a numeração em ordem decrescente também. Com esse gráfico, é visto que em cada mudança da curvatura da curva pode definir uma zona de dano principal e uma secundária, de acordo com trabalhos de Berg e Skar (2005) e Choi et al. (2016). (Figura 4.6).
Figura 4.5: Exemplo de gráfico de frequência cumulativa (banda/m) x distância do núcleo de falha em SL1 mostrando que cada mudança de curva, representado pelas retas em verde, indicam mudança limites de zona de dano. i.z.: zona de dano de primeira ordem; o.z.: zona de dano de segunda ordem; t.z.: zona de transição.
Early rift fault architecture controls on the deformation band pattern in the Rio do Peixe Basin, Brazil
Renata E. B. Araujo1, Francisco H. R. Bezerra1,2*, Francisco C. C. Nogueira3, Fabrizio Balsamo4, Bruno R. B. M. Carvalho5,Jorge A. B. Souza5, Julio C. D. Sanglard5, David L. de Castro1,2, Alanny C.C. Melo1
1 – Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica, Federal University of Rio Grande do Norte, Brazil
2 – Department of Geology, Federal University of Rio Grande do Norte, Brazil
3 – Department of Petroleum Engineering, Federal University of Campina Grande, Brazil 4 – NEXT, Natural and Experimental Tectonic research group, Department of Chemistry, Life Science and Environmental Sustainability, University of Parma, Italy
5 – Petrobras, Brazil
ABSTRACT
The breakup between the South American and African plates in the Early Cretaceous led to the brittle reactivation of continental-scale Precambrian ductile shear zones and the development of rift basins in northeastern Brazil. These basins commonly exhibit subseismic structures, such as deformation bands, developed during rifting in siliciclastic rocks. The objective of this study is to analyze the influence of early rift architecture and associated master faults on the occurrence and attributes of deformation bands. We used shuttle radar topography, aeromagnetic, and gravity data to unravel the rift basin structure and identify master fault segments. In addition, we used an unmanned aerial vehicle (UAV) and a field study to map deformation bands close to the main rift border faults. Our results indicated that the Rio do Peixe Basin was formed along the reactivation of the Malta fault with four major fault segments and along the Portalegre fault along two major fault segments, where the normal fault offset reaches 1.87 km. Deformation bands occur in poorly sorted, medium to very coarse sandstones within ~70 m wide hanging wall damage zones at the master border faults. The deformation bands occur as single bands or clusters as far as 5 km from the master faults along blind faults and are widespread in a structural high bounded by relay ramps. The deformation bands follow the strike or are oblique to the master rift faults. The kinematics of faulted deformation bands are consistent with those of extensional rift faults. In addition, a logarithmic decrease in deformation band frequency occurs away from the master slip surface. The deformation band frequencies peak close to the fault core with values as high as 22-48 bands/m. These observations indicate the influence of reactivated rift faults on the deformation band pattern and evolution, and they contribute to the prediction of the location, strike, and kinematics of deformation bands in continental extensional settings.
Keywords: deformation bands; rift evolution; damage zone; extensional setting; Rio do Peixe Basin.
INTRODUCTION
Deformation bands are structures with millimeter to centimeter thickness in porous sandstones that are responsible for porosity and permeability reduction in the original lithology (Aydin and Johnson, 1978; Fossen and Bale, 2007; Balsamo and Storti, 2010;
Fossen et al., 2017 and references therein). They usually result in the loss of permeability in
high-quality reservoirs (Ballas et al., 2014), and their deformation mechanisms, geometries, size and distribution may vary as a function of tectonic context, burial depth during deformation and fault kinematics (Fossen et al., 2017). Most bands involve a combination of shear and compaction and are formed in different stress states and tectonic environments. Deformation bands can occur as single structures or clusters, and they can evolve to form slip surfaces (Wibberley et al., 2007; Johansen and Fossen, 2008). When the shear movement is equal to compression or when pure compaction occurs without shearing, the deformation bands occur only under a contractional regime. However, when the shear movement exceeds the compaction, it can occur in any regime. In a contraction regime, deformation bands tend to be well-distributed. However, in an extensional regime, the majority of the bands are clustered around faults (Soliva et al., 2016; Fossen et al., 2017). Porous sandstones and associated sedimentary layers are generally flexible and accommodate deformation through movements in the units below, such as the basement and thrust sheets, and in large-scale structures, such as listric faults, which are imposed on the hanging-wall deformation in a large part of the sandstone (Fossen and Rotevatn, 2012). Deformation bands were first described in extensional regimes (Aydin, 1978; Soliva et al., 2016 and references therein). Although deformation bands cluster in extensional regimes, they can be widely distributed in relay ramps and above more flexible layers such as shale and salt (Rotevatn and Fossen, 2011). Moreover, rollover structures can also generate vast populations of deformation bands
It follows that fault architecture is important in the analysis of deformation bands. Faults have two main structural domains: a fault core and its surrounding damage zone (Caine
et al., 1996). Intense shearing occurs in the fault core, where strain is mostly concentrated,
whereas damage zones are characterized by relatively low strain and subsidiary faults (e.g.,
Wibberley et al., 2008; Bastesen and Braathen, 2010). Damage zones in high-porosity
sandstones may be composed of deformation bands, which form in all types of tectonic regimes and are of great interest because these bands can reduce fault zone permeability, thus affecting subsurface fluid flow (Schueller et al., 2013; Choi et al., 2016). Several factors influence damage zone thickness and deformation features, such as fault growth history, fault geometry, fault core strength, host rock lithology (Fossen et al., 2017), diagenesis and rheological stratification (e.g., Johansen et al., 2005; Childs et al., 2009). The many factors influencing deformation band properties and occurrence in fault damage zones make detailed predictions difficult (Fossen et al., 2017).
In this contribution, we analyze the early rift architecture to unravel the deformation band pattern. The main objective of this work is to show how deformation bands vary in damage zones and how these zones behave in a Cretaceous rift basin. The study area is the western part of the Rio do Peixe Basin in the northeast of Brazil (Fig. 1), which was formed by the Cretaceous brittle reactivation of Precambrian ductile shear zones (Françolin et al.,
1994; Nogueira et al., 2015).
TECTONIC BACKGROUND
A system of mostly strike-slip, continental-scale shear zones formed during the Brasiliano orogeny (740-540 Ma) has been reactivated and formed sedimentary basins along both the equatorial and eastern continental margins of Brazil (Fig. 1) (e.g., de Castro et al.,
2012, 2014). This process was related to the continental breakup between Africa and South America (Chang et al., 1988; Matos, 1992). In northeastern Brazil, the fossil record (Arai et al., 1989; Matos, 1992) and thermochronological data (Nóbrega et al., 2005) indicate that the reactivation period led to the generation of rift systems at 140-120 Ma.
The Rio do Peixe is one of these basins, and it was formed during the brittle reactivation of the ductile, NE-striking Portalegre and E-W-striking Patos shear zones (Sénant
and Popoff, 1991; Françolin et al., 1994). The basin is composed of sub-basins separated by
structural highs that form asymmetrical half-grabens plunging to the SE and S, with main faults at their southern and southeast borders (Figs. 1, 2, 3).
The Rio do Peixe Basin is filled with fluvial, lacustrine, and alluvial fan deposits. These sedimentary deposits are divided into three stratigraphic units from the base to the top as follows: the Antenor Navarro, Sousa, and Rio Piranhas formations (Albuquerque, 1970). The Antenor Navarro Formation consists of conglomerates at the base, followed by coarse sandstones with intercalations of silts and argillites deposited in a fluvial system (Lima and
Coelho, 1987). The Sousa Formation is essentially pelitic and consists mainly of mudstones,
with fine sandstones and marls. It was deposited by sinuous rivers in floodplains or in shallow lakes (Lima and Coelho, 1987). The Rio Piranhas Formation consists of fine sandstones at the base, and it grows in grain size towards the top, where it is composed of conglomerates (Lima
and Coelho, 1987). These units are thicker towards the master faults and exhibit syntectonic
folds caused by drag along the normal faults (Córboda et al., 2008).
The Rio do Peixe Basin was generated during a NW-SE-trending extension. The master rift faults exhibit vertical displacements up to 2.4 km in the Brejo das Freiras sub-basin and 1.6 km in the Sousa sub-basin (de Castro et al., 2007). The master rift faults are offset by NW-SE- and N-S-striking transfer faults (Nogueira et al., 2015). During the rift phase,
structures such as deformation bands were formed in the three sub-basins (Françolin et al.,
1994; Nicchio et al., 2018). The basin was subjected to inversion caused by a strike-slip stress
field with an E-NE-oriented compression and a N-NW-oriented extension. This is consistent with the present-day intraplate stress field in South America (Assumpção et al., 2016) imposed by the Meso-Oceanic Atlantic ridge from the west and the Andes rise from the east, which has maintained compression on the South American plate since the Late Cretaceous
(Nogueira et al., 2015).
THE EARLY RIFT ARCHITECTURE
The use of shuttle radar topography and local potential data
We used shuttle radar topography data with color treatment to identify fault segments in the basin (Fig. 2). We tested different inclinations in the lighting system according to the azimuths 0° and 90° using ENVI software to delimit the basin border. The images were transferred to ArcGIS software to define fault segments.
We used the airborne magnetic data to identify blind fault segments. The datasets used were acquired within the Paraíba – Rio Grande do Norte and Pernambuco - Paraíba Geophysical Project (MME / CPRM, 2010). The magnetic data were previously corrected for diurnal variations and reduced from the main geomagnetic field (International Geomagnetic Reference Field - IGRF). The total magnetic intensity (TMI) was obtained by interpolating the magnetic data using the minimum curvature method with a cell size of 0.5 km. Then, we used the reduction to the pole (RTP) filter to centralize the magnetic anomaly over its causative source (Baranov, 1972) using the magnetic inclination and declination parameters for the study area. We also applied a matched filter (Phillips, 2001) to separate the magnetic anomalies in different spectral bands related to the depth intervals where the magnetic sources
