UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA INSTITUTO DE GEOCIˆENCIAS
CURSO DE P ´OS-GRADUAC¸ ˜AO EM GEOLOGIA ´
AREA DE GEOLOGIA COSTEIRA, MARINHA E SEDIMENTAR
DISSERTAC
¸ ˜
AO DE MESTRADO
INFLUˆ
ENCIA DO LINEAMENTO DO ITAPICURU
NA EVOLUC
¸ ˜
AO DA ZONA COSTEIRA DO
LITORAL NORTE DO ESTADO DA BAHIA
JO˜
AO MAURICIO FIGUEIREDO RAMOS
SALVADOR – BAHIA SETEMBRO – 2013
INFLUÊNCIA DO LINEAMENTO DO ITAPICURU
NA EVOLUÇÃO DA ZONA COSTEIRA DO
LITORAL NORTE DO ESTADO DA BAHIA
Dissertação apresentada ao Curso de Pós-Graduação em Geologia, Instituto de Geociências, Universidade Federal da Bahia, como requisito parcial para obtenção do grau de Mestre em Geologia. Concentração em: Geologia Marinha, Costeira e Sedimentar.
Orientador: Prof. Dr. José Maria Landim Dominguez
Salvador
2013
Agradecimentos
Gostaria de agradecer primeiramente a Deus, pois sem ele nada seria poss´ıvel.
Gostaria de agradecer a todo Instituto de Geociˆencias da UFBA, e aos professores Luiz C´esar Corrˆea-Gomes, Michael Holz e Moacyr Marinho. Gostaria de agradecer a todos os colegas do LEC, Junia, Adeylan, Juliana, Renata, ˆAngela e Lucas. Tenho muitas saudades do tempo que estive trabalhando em um Laborat´orio repleto de pessoas fant´asticas. Gostaria de agradecer especialmente a Marcus Esquivel, meu grande professor de ArcGis. Obrigado S˜ao Marcus!
Gostaria de agradecer a Petrobras, pela libera¸c˜ao para assistir as disciplinas, pelo apoio t´ecnico e pelos dados fornecidos para a realiza¸c˜ao dessa disserta¸c˜ao. Gostaria de agrade-cer especialmente a Gerˆencia de Avalia¸c˜ao de Blocos e Interpreta¸c˜ao Geol´ogica e Geof´ısica (ABIG) e a Gerˆencia de Explora¸c˜ao, como um todo. Luisa e Jo˜ao de Deus, obrigado por toda a compreens˜ao!
Gostaria de agradecer a todos os meus colegas de Petrobras, a todo povo dos M´etodos N˜ao-S´ısmicos; especialmente a Eurico e a Mirela, por facilitarem a minha vida com o Geo-soft. Gostaria de agradecer aos meus mestres de Grav-Mag: Julio Lyrio e Professor Edson Sampaio. Sem vocˆes n˜ao conseguiria entender o que est´a por tr´as da Teoria do Potencial.
Gostaria de agradecer meus amigos “Barbos˜ao”, Robson Witzke, Jos´e Graddi, especi-almente a Oscar Pessoa, o ser humano que mais conhece sobre o limite Jacu´ıpe-Sergipe. Gostaria de agradecer aos amigos Geof´ısicos Isaac e Civatti pela grande for¸ca na edi¸c˜ao do texto final.
Gostaria de agradecer a minha fam´ılia por me propiciar tudo que precisei para chegar onde estou. Obrigado minha m˜ae e minha irm˜a Rita. Obrigado Hemo, Mariana e Pedro, desculpa minha ausˆencia. Gostaria de agradecer a minha esposa Arine, por ter me dado todo incentivo e for¸ca para finalizar esta disserta¸c˜ao.
Gostaria de agradecer a Banca Examinadora desta disserta¸c˜ao, composta, al´em do meu orientador, pelos Professores Carlson e Olivar. Muito obrigado.
Finalmente, gostaria de agradecer a Jos´e Maria Landim Dominguez, meu grande professor e mentor que, desde a ´epoca da inicia¸c˜ao cient´ıfica, me ensinou tudo o que sei. Obrigado por tudo Landim!
O vale do rio Itapicuru, localizado no munic´ıpio de Conde, ´e o maior vale inciso do litoral norte da Bahia. Da mesma forma que os outros vales presentes neste estado, a sua origem tem sido atribu´ıda `as oscila¸c˜oes do n´ıvel relativo do mar durante o Quatern´ario. A partir do rio Itapicuru a rede de drenagens, implantada principalmente durante as diversas quedas eust´aticas ocorridas no Quatern´ario, se tornam mais retil´ıneas e mais incisas. O mesmo ocorre com a linha de fal´esias que limitam a Forma¸c˜ao Barreiras que, a partir do rio Itapi-curu, recuam em dire¸c˜ao ao continente, formando vales maiores e incis˜oes mais pronunciadas. Nesta disserta¸c˜ao, atrav´es da integra¸c˜ao das t´ecnicas geof´ısicas de gravimetria, magnetome-tria e eletrorresistividade, ´e mostrado que existem fei¸c˜oes tectˆono-sedimentares discordantes dos limites quatern´arios do vale do rio Itapicuru. A transgress˜ao miocˆenica recobriu um cˆanion mais antigo e ainda maior do que o vale do Quatern´ario, que se desenvolveu sobre uma zona de fraqueza denominada de Lineamento do Itapicuru. A interpreta¸c˜ao integrada das ferramentas geof´ısicas mostra que o Lineamento do Itapicuru ´e um controle geol´ogico que provavelmente come¸cou a atuar desde o rifteamento do final do Cret´aceo e se manteve ativo durante o Cenozoico.
PALAVRAS-CHAVE: Vale Inciso do Rio Itapicuru, Munic´ıpio de Conde, Gravimetria, Magnetometria, Eletrorresistividade, Lineamento do Itapicuru, Controle Geol´ogico
ABSTRACT
The Itapicuru river valley, located on the coast-zone of Conde’s city, is the biggest incised valley of the north shore of Bahia. Similar to others valleys on Bahia’s shelf, it was originated by sea-level oscillations during Quaternary. Beyond Itapicuru river the drainage net, eroded mainly during quaternary sea-level falls, become more linear and more incised. The same occurs with the line of coastal cliffs of Barreiras’s Formation that, far from rio Itapicuru, retreat to mainland forming larger valleys and big incisions. In this dissertation, through integration of geophysical techniques of gravimetry, magnetometry, and resistivity, it is shown that there are tectono-sedimentary features beyond Quaternary limits of Itapicuru’s valley. The Oligo-Miocene transgressions overlaid an oldest canyon, bigger than Quaternary valley, which seems to have developed on an area of weakness called the Itapicuru Lineament. The integrated interpretation of geophysical tools shows that the Itapicuru Lineament is a geologic control that probably started acting since the late Cretaceous rifting and remained active during the Cenozoic.
Agradecimentos . . . iii
RESUMO . . . iv
ABSTRACT . . . v
´INDICE . . . . vi
´INDICE DE FIGURAS . . . viii
INTRODUC¸ ˜AO . . . 1
OBJETIVOS . . . 5
CAP´ITULO 1 Area de Estudo e Estudos Anteriores . . . .´ 6
CAP´ITULO 2 Metodologia . . . 9
2.1 Dados de Altimetria de Sat´elite . . . 11
2.2 Dados Batim´etricos . . . 12
2.3 Dados Gravim´etricos . . . 12
2.4 Dados Magnetom´etricos . . . 15
2.5 Dados Geoel´etricos . . . 15
CAP´ITULO 3 Caracteriza¸c˜ao Geol´ogica Regional . . . 17
3.1 O limite nordeste do Cr´aton do S˜ao Francisco . . . 17
3.2 O Rifteamento Mesozoico . . . 21
3.3 A Sedimenta¸c˜ao e os Soerguimentos do P´os-Rifte . . . 24
CAP´ITULO 4 M´etodos Geof´ısicos Aplicados . . . 29
4.1 Sondagem El´etrica Vertical . . . 30
4.2 Gravimetria . . . 34
4.3 Magnetometria . . . 36
CAP´ITULO 5 Interpreta¸c˜ao dos Dados Geof´ısicos . . . 39
5.1 Interpreta¸c˜ao dos Dados El´etricos . . . 39
5.2 Interpreta¸c˜ao dos Dados Gravim´etricos . . . 43
5.3 Interpreta¸c˜ao dos Dados Magn´eticos . . . 51
CAP´ITULO 6 Interpreta¸c˜ao Geol´ogica e Geof´ısica Integrada . . . 54
6.1 O Controle Geol´ogico do Lineamento Itapicuru . . . 55
6.2 S´ıntese da Evolu¸c˜ao da Zona Costeira do Litoral Norte da Bahia . . . 60
CAP´ITULO 7 Conclus˜oes e Estudos Posteriores . . . 65
Referˆencias Bibliogr´aficas . . . 67
1 Fei¸c˜oes presentes no litoral norte do Estado da Bahia e sul de Sergipe. Notar o recuo da linha das fal´esias e o porte das incis˜oes fluviais a partir do Rio Itapicuru. A linha preta cont´ınua: fal´esias da Fm Barreiras; Linhas pretas e vermelhas tracejadas: limite geol´ogico entre o CSF e a FS; Canto esquerdo superior: compartimenta¸c˜ao tectˆonica de Kosin (2009). . . 4
1.1 Localiza¸c˜ao do vale do Itapicuru na zona costeira do Estado da Bahia. Notar o deslocamento da cabeceira submarina do vale inciso em rela¸c˜ao ao eixo do vale emerso, e grande dimens˜ao deste vale quando comparado aos vales vizinhos. As linhas pretas pontilhadas mostram os eixos dos vales emerso e submerso. Notar o deslocamento entre os eixos, representado pela seta preta. Modificado de Kosin (2009), Esquivel (2006), e Dominguez e Bittencourt (2012). . . 7 1.2 Modelo digital do terreno (`a esquerda) e linha de fal´esias esculpidas na Forma¸c˜ao
Barreiras no m´aximo da Transgress˜ao de 123.000 AP (Est´agio II), onde o n´ıvel do mar estava a 8 +/- 2 metros acima do atual (`a direita). A linha azul pon-tilhada mostra os limites do vale do Itapicuru. Modificado de Esquivel (2006). 8
2.1 Diagrama apresentando os principais dados utilizados na composi¸c˜ao da Base de Dados Integrada. SRTM: Shuttle Radar Topography Mission (Modelo Num´erico do Terreno). SEVs: Sondagens El´etricas Verticais. . . 9 2.2 Localiza¸c˜ao dos dados. Listras verdes: Levantamento Gravim´etrico
Dexba-Dexes; Laranja serrilhado: Projeto Aeromagnetom´etrico Baixo do S˜ao Fran-cisco; Azul pontilhado: Projeto Gravim´etrico de fundo marinho EG13; Ver-melho pontilhado: regi˜ao das Sondagens El´etricas Verticais (SEVs) e; Retˆangulo de cor azul: regi˜ao onde foi realizada a batimetria. . . 11 2.3 Perfil gravim´etrico de detalhe. Na figura acima os pontos pretos representam
as esta¸c˜oes gravim´etricas do banco de dados da Petrobras e a linha cont´ınua preta mostra a localiza¸c˜ao do perfil gravim´etrico. Na figura abaixo as linhas vermelhas pontilhadas mostram regi˜oes do perfil caracterizadas como pata-mares distintos. Modificado de Esquivel(2006) . . . 13 2.4 Mapa altim´etrico (acima) e de anomalia free-air (abaixo) utilizado no
mapea-mento das zonas de fraturas oceˆanicas. Ambos s˜ao provenientes do sat´elite TOPEX/Poseidon. . . 14 2.5 Localiza¸c˜ao do Projeto Aeromagn´etico Baixo S˜ao Francisco. . . 15
2.6 Localiza¸c˜ao das SEVs (raios negros). A BA-099 est´a destacada na linha cont´ınua de cor amarela. Notar a regi˜ao destacada em cinza, na qual n˜ao existem dados el´etricos. . . 16
3.1 O Cr´aton do S˜ao Francisco e o Cr´aton do Congo. Cr´atons: A= Amazˆonia; WA= Oeste da ´Africa; P= Rio de La Plata ; K= Kalahari ; SFC= S˜ao Francisco-Congo. Modificado de Alkimin e Martins-Neto (2012) . . . 18 3.2 Mapa geol´ogico simplificado da Faixa Sergipana, destacando o limite entre
a Faixa e o Cr´aton do S˜ao Francisco (em vermelho). Abertura da margem passiva Sergipana e posterior invers˜ao (`a direita). Modificado de D’el-Rey Silva (1999) e Oliveira (2010). . . 19 3.3 Bloco diagrama simplificado da orogenia Brasiliana. A: abertura da bacia de
margem passiva sergipana, com forma¸c˜ao de falhas normais e blocos escalona-dos. B: Invers˜ao e fechamento da bacia Sergipana. As setas indicam a dire¸c˜ao do esfor¸co principal, respons´avel pela abertura e pela invers˜ao da bacia de margem passiva sergipana. ITF = Falha do Itapicuru, VBF = Falha de Vaza-Barris, IF = Falha de Itaporanga, SDF = Falha de Sim˜ao Dias, EF = Falha de Escarpa, PF = Falha de Pelada, MF = Falha de Mocambo. Modificado de D’el Rey Silva(1999). . . 20 3.4 Mapa integrado do arcabou¸co estrutural do rifte RTJ. Em amarelo se destaca
o vale emerso do Itapicuru. Notar que o rifte do Recˆoncavo foi aberto seguindo a estrutura¸c˜ao do Cintur˜ao Bahia Oriental. Modificado de Kosin (2009). . . 21 3.5 Modelo de abertura do Atlˆantico segundo Milani e Davison (1988),
desta-cando, em vermelho, o Arco do Itapicuru. Modificado de Magnavita (1992). . 22 3.6 Dire¸c˜oes de abertura do rifte Recˆoncavo-Tucano-Jatob´a. A) Andar Rio da
Serra M´edio. B) Andar Jiqui´a. Modificado de Magnavita (1992). . . 23 3.7 Soerguimentos ocorridos durante o Cret´aceo/Cenoz´oico na costa baiana.
Mod-ificado de Japsen et al., (2012). . . 25 3.8 Dep´ositos do Oligo-Mioceno na margem continental brasileira. Modificado de
Rosseti et al., (2013) . . . 26 3.9 Configura¸c˜oes da linha de costa durante a Transgress˜ao Miocˆenica e os Est´agios
Isot´opicos Marinhos 1, 2, 5e, 9 ou 11. Modificado de Dominguez et al. (2012) 28
4.1 Resistividades (em Ohm.m) das litologias presentes no Vale do Itapicuru. Notar como o contraste de resistividade entre as rochas ´ıgneas e metam´orficas se destacam das outras litologias. . . 31
resistividade aparente vs. profundidade assume o car´ater retil´ıneo, com ˆangulo de aproximadamente 45 graus. A localiza¸c˜ao da pedreira est´a destacada com a seta vermelha no mapa. . . 32 4.3 Geometria quadripolar do Arranjo Schlumberger. Quanto maior o
afasta-mento entre os eletrodos de corrente A e B, maior a profundidade de pene-tra¸c˜ao das linhas de corrente. . . 33 4.4 Densidade m´edia de v´arios tipos de rochas. A varia¸c˜ao presente nas
densi-dades das rochas sedimentares (em verde) ´e o resultado da combina¸c˜ao entre a porosidade e a densidade dos fluidos presentes. . . 35 4.5 Susceptibilidade magn´etica de algumas rochas presentes na crosta terrestre.
Notar a diferen¸ca entre as baixas susceptibilidades das rochas sedimentares em rela¸c˜ao `as rochas ´ıgneas e metam´orficas, devido `a quantidade de magnetita. FONTE: Apostila da USP . . . 38
5.1 Localiza¸c˜ao das SEVs (raios pretos). A BA-099 est´a destacada na linha cont´ınua de cor amarela. O limite quatern´ario do vale do Itapicuru pode ser vislumbrado atrav´es do desn´ıvel topogr´afico. . . 40 5.2 Se¸c˜ao geoel´etrica SW- NE, acima, apresentando as espessuras de sedimentos
no interior e nas bordas do Vale do Itapicuru. A diferen¸ca entre a topografia do terreno (linha preta) e a profundidade do embasamento, obtida com as SEV s, permite estimar as is´opacas e definir um poss´ıvel cˆanion ou uma poss´ıvel zona de falha, discordante do Vale. . . 41 5.3 Mapa de espessura total de sedimentos (topo do modelo SRTM ao topo do
embasamento cristalino). As cores quentes representam as regi˜oes com em-basamento praticamente aflorante, enquanto as cores frias representam zonas com as maiores espessuras de sedimentos. A linha preta representa a regi˜ao onde ocorre uma varia¸c˜ao brusca na espessura de sedimentos . . . 42 5.4 Mapa de Anomalia Gravim´etrica Free-Air (gravimetria de sat´elite), mostrando
as falhas transformantes entre as margens passivas brasileira e africana. . . 44 5.5 Compartimenta¸c˜ao tectˆonica na Costa Leste da Africa, adjacente `a Bacia de
Jacu´ıpe. Modificado de Monguengui e Guiraud (2009). . . 46 5.6 Anomalias Bouguer relacionadas ao Lineamento do Itapicuru. Notar o
pro-longamento da anomalia para offshore. No canto direito superior: Mapa re-gional do rifte Recˆoncavo-Tucano-Jatob´a. No canto direito inferior: perfil gravim´etrico de detalhe. . . 47
5.7 Modelagem gravim´etrica de parte da zona costeira do litoral norte do estado da Bahia, cruzando a anomalia gravim´etrica do Lineamento Itapicuru. A figura acima mostra a varia¸c˜ao da espessura crustal(em Km) que ´e respons´avel pela anomalia de grande comprimento de onda. Abaixo a direita, o modelo de colis˜ao que originou `a Faixa Sergipana. Notar o abaixamento do topo do manto litosf´erico no sentido da Faixa Sergipana, tanto no modelo de colis˜ao de Oliveira (2010) quanto no resultado da modelagem gravim´etrica. Modificado de Oliveira (2010). . . 49 5.8 Descontinuidade lateral interna ao Cr´aton do S˜ao Francisco, interpretada
atrav´es da modelagem gravim´etrica (linha azul). Os blocos C-1 e C-2 possuem espessuras crustais distintas, e s˜ao separados por uma zona de falha, que pode ter originado o Lineamento do Itapicuru. A linha vermelha mostra o contato entre o Cr´aton e a Faixa. Modificado de Oliveira (2010) . . . 50 5.9 Mapa Magn´etico Reduzido ao P´olo. Notar a anomalia negativa que recorta
o alto referente ao embasamento cristalino raso do cintur˜ao granul´ıtico de Salvador. A=dom´ınio do embasamento cristalino raso do cintur˜ao granul´ıtico de Salvador; a1 = Rochas sedimentares da Bacia do Recˆoncavo; a2 = Rochas metassedimentares cratˆonicas; D1 = dom´ınio dos enxames de diques; C1 = Cˆanion de Conde; e J1 = dom´ınio da charneira da bacia de Jacu´ıpe. . . 52 5.10 Detalhe da Figura 5.9, mostrando a rela¸c˜ao entre o Lineamento do Itapicuru,
a proje¸c˜ao da Zona de Fratura do Itapicuru e a reentrˆancia batim´etrica gerada pela cabeceira do vale inciso do Itapicuru. . . 53
6.1 O rifte Recˆoncavo-Tucano-Jatob´a e sua resposta gravim´etrica (residual ). No-tar o controle estrutural que os lineamentos do Itapicuru e Vaza-Barris ex-ercem sobre este rifte. Modificado de Magnavita (1992). . . 56 6.2 O rifte Recˆoncavo-Tucano-Jatob´a e sua resposta gravim´etrica. Notar a liga¸c˜ao
entre os lineamentos do Itapicuru e Vaza-Barris e as zonas de fraturas oceˆanicas. De 1 a 5: zonas de fraturas oceˆanicas. Modificado de Magnavita (1992). . . . 57 6.3 Zonas de suturas geradas durante a colis˜ao do Cr´aton do S˜ao Francisco, e
seus controles no Rifte Recˆoncavo-Tucano-Jatob´a e na abertura do oceano Atlˆantico. Modificado de Kosin (2009).1- Local de prov´alvel escava¸c˜ao junto `
a linha de costa. 2- Extremo nordeste do Recˆoncavo, que provavelmente teve sua propaga¸c˜ao interrompida pela presen¸ca do Lineamento. 3- Mudan¸ca na propaga¸c˜ao da Bacia de Tucano devido `a presen¸ca do Lineamento. 4- deslo-camento da borda leste da Bacia de Tucano, devido `a presen¸ca do Lineamento. 61 6.4 Bloco diagrama apresentando o controle exercido pelo Lineamento Itapicuru
durante a fase inicial de abertura do proto-oceano Atlˆantico no litoral norte do Estado da Bahia. As setas em amarelo tem seu comprimento proporcional as taxas de soerguimento, ou queda eust´atica, que s˜ao maiores no sentido nordeste. 63
Estado da Bahia. As setas em amarelo tem seu comprimento proporcional as taxas de soerguimento, ou queda eust´atica, que s˜ao maiores no sentido nordeste. 64
INTRODUC
¸ ˜
AO
A fisiografia da zona costeira do litoral norte do estado da Bahia foi determinada, em larga escala, pela heran¸ca geol´ogica da separa¸c˜ao dos blocos continentais da Am´erica do Sul e da ´Africa (Dominguez e Bittencourt, 2012), de forma que os seus contornos ainda podem ser facilmente posicionados lado a lado, como em um quebra-cabe¸ca.
No extremo norte desse litoral, pr´oximo `a fronteira com o Estado de Sergipe, se encontra presente o rio Itapicuru, e associado a este existe um grande vale inciso (Dominguez et al., 2012). As variedades litol´ogicas presentes em seu interior e a expressividade do vale escavado durante o Quatern´ario (Esquivel, 2006) faz deste vale uma ´area interessante para estudos integrados de geologia e geof´ısica.
As recentes descobertas de hidrocarbonetos no estado de Sergipe, em reservat´orios tur-bid´ıticos associados `a vales incisos similares, incentivam o aprofundamento do conheci-mento sobre o vale do Itapicuru. ´E prov´avel que, de modo similar aos vales incisos e aos paleo-cˆanions presentes no litoral sergipano (Summerhayers et al., 1976), durante as quedas eust´aticas no Cret´aceo, grandes quantidades de sedimentos tamb´em tenham sido lan¸cadas para regi˜oes de ´aguas profundas da Bacia de Jacu´ıpe.
Os vales incisos e os cˆanions submarinos s˜ao os caminhos mais prov´aveis de transporte de sedimentos para as regi˜oes de interesse explorat´orio para hidrocarbonetos nas bacias de margem passiva, tais como as bacias de Sergipe e Jacu´ıpe.
A geomorfologia atual dessa zona costeira do nordeste do Brasil tem sido interpretada como resultante das oscila¸c˜oes do n´ıvel do mar durante o per´ıodo Terci´ario (Bittencourt et al., 1979; Esquivel, 2006; Arai, 2006; Dominguez e Bittencourt, 2012).
Durante o Mioceno, a costa brasileira experimentou transgress˜oes marinhas de grandes propor¸c˜oes que inundaram uma vasta ´area do continente sul-americano (Zachos et al., 2001; Arai, 2006), gerando o registro sedimentar mais expressivo e cont´ınuo do Cenoz´oico do Brasil: a Forma¸c˜ao Barreiras(Rosseti et al., 2013).
Ap´os esses eventos transgressivos, a topografia da zona costeira da maior parte do ter-rit´orio nacional se caracterizava como um grande tabuleiro, composta pelos dep´ositos tran-sicionais da Forma¸c˜ao Barreiras. Os contornos do “Platˆo Barreiras” come¸caram a ser mo-delados ap´os a queda eust´atica do Mioceno m´edio (Rosseti et al., 2013), onde o car´ater geomorfologicamente mon´otono da zona costeira gradualmente foi sendo incrementado com incis˜oes fluviais (Dominguez e Bittencourt, 2012).
Aos poucos, os rios e suas drenagens associadas foram assumindo os antigos perfis de equil´ıbrio, escavando vales na Forma¸c˜ao Barreiras. Estes vales, dentre outras fei¸c˜oes, s˜ao o registro da queda do n´ıvel eust´atico experimentada a partir do Mioceno m´edio.
Ap´os o rebaixamento eust´atico do Mioceno m´edio(Rosseti et al., 2013) novas transgress˜oes e regress˜oes do n´ıvel do mar modelaram a topografia atual da zona costeira, gerando uma linha de paleo-fal´esias, vis´ıvel em todo o litoral norte do estado da Bahia.
Transgress˜oes marinhas associadas aos est´agios isot´opicos MIS11, 9, 5 e 1 remodelaram os dep´ositos miocˆenicos e pliocˆenicos da Forma¸c˜ao Barreiras, gerando fal´esias com at´e 50m de altura (Dominguez e Bittencourt, 2012). Esta paleo-linha de fal´esias encontra-se bem marcada no litoral norte do Estado da Bahia, separando os dep´ositos miocˆenicos da Forma¸c˜ao Barreiras dos dep´ositos regressivos do Quatern´ario.
Entretanto, a resposta da zona costeira a estes eventos de rebaixamento do n´ıvel do mar n˜ao foi uniforme. A eros˜ao diferencial entre os diferentes tipos litol´ogicos ´e um fator que gerou diferen¸cas marcantes nas caracter´ısticas geomorfol´ogicas da zona costeira.
De fato, ao observar as diferen¸cas existentes entre a linha de costa do litoral norte do estado e a linha de costa caracterizada por Dominguez e Bittencourt (2009) como Costa dos Riftes Mesozoicos, ´e vis´ıvel um rebaixamento topogr´afico desta ´ultima em fun¸c˜ao da presen¸ca de rochas menos resistentes.
Diferen¸cas topogr´aficas ”internas”ao litoral norte do estado tamb´em est˜ao presentes. Ao observarmos o modelo digitail de eleva¸c˜ao SRTM da zona costeira entre as cidades de Salvador e Aracaju ´e not´avel que a partir do rio Itapicuru ocorre um recuo, para o continente, da linha de fal´esias que separam a Forma¸c˜ao Barreiras dos dep´ositos quatern´arios (Figura 1). Este recuo da linha de fal´esias sugere que, pelo menos a partir da queda eust´atica ocorrida a 16-17 Ma(Rosseti et al., 2013) existe uma resposta erosiva `as varia¸c˜oes do n´ıvel relativo do mar n˜ao-uniforme neste litoral.
Mas as diferen¸cas geomorfol´ogicas presentes no litoral norte baiano n˜ao s˜ao vis´ıveis apenas pelo recuo da linha de paleo-fal´esias. A partir do Rio Itapicuru tamb´em ocorre um aumento nas dimens˜oes e na linearidade dos vales escavados no tabuleiro costeiro do Barreiras. A maior de todas as escava¸c˜oes foi gerada pelo rio Itapicuru, na qual um intenso processo erosivo avan¸cou por mais de 70 km no sentido do interior.
Na zona costeira entre as cidades de Salvador e Aracaj´u a Fm Barreiras, a priori, re-pousa sobre as rochas cratˆonicas paleoproteroz´oicas granulitizadas do Cintur˜ao Bahia Ori-ental(Kosin, 2009). Estas rochas, orientadas no sentido NW-SE, fazem parte do Cr´aton do S˜ao Francisco (CSF) e comp˜oem o embasamento cristalino do litoral norte do estado, sendo dispostas na faixa costeira entre a bacia do Recˆoncavo e a linha de costa atual.
3
A nordeste do rio Itapicuru, pr´oximo ao Estado de Sergipe, a Forma¸c˜ao Barreiras se encontra depositada sobre as rochas metassedimentares da Faixa Sergipana (Almeida, 1977) e as rochas da bacia sedimentar de Sergipe-Alagoas.
Desta forma, considerando que o Barreiras ´e uma unidade litologicamente e estratigra-ficamente homogˆenea (Rosseti et al., 2013), ´e esperado que exista uma “continuidade” nas caracter´ısticas geomorfol´ogicas dos dep´ositos sobrepostos ao embasamento cratˆonico.
Se a eros˜ao diferencial ´e um dos fatores que controlam `as respostas erosivas frente as oscila¸c˜oes do n´ıvel do mar e `as mudan¸cas clim´aticas, devido `as diferentes resistˆencias aos processos erosivos entre as rochas metam´orficas do Cintur˜ao Granul´ıtico e as rochas metas-sedimentares da Faixa Sergipana, ´e natural que as diferen¸cas nos padr˜oes de deposi¸c˜ao e eros˜ao da Fm Barreiras ocorram a partir do limite entre estes dois dom´ınios tectˆonicos.
Por´em, as mudan¸cas nas dimens˜oes dos vales e o recuo da linha de fal´esias n˜ao s˜ao observadas no limite entre o cr´aton e a Faixa Sergipana(geograficamente coincidente com o Rio Vaza-Barris), e sim, a partir do rio Itapicuru.
As observa¸c˜oes apontadas acima sugerem que nas proximidades do rio Itapicuru, podem existir controles geol´ogicos, relacionados `a uma heran¸ca geol´ogica, capazes de produzirem mudan¸cas na geomorfologia da zona costeira. Esta heran¸ca geol´ogica pode ser: uma zona de fratura, uma zona de acomoda¸c˜ao, um limite geol´ogico profundo (todos relacionados a um per´ıodo anterior `a abertura do Oceano Atlˆantico), ou at´e a presen¸ca de rochas sedimentares pr´e-miocˆenicas.
Porque as incis˜oes fluviais presentes na Forma¸c˜ao Barreiras s˜ao maiores e mais retil´ıneas na por¸c˜ao da zona costeira `a nordeste do rio Itapicuru? Porque as paleo-fal´esias da Forma¸c˜ao Barreiras recuam para o interior do continente a partir deste rio?
Apesar de todo o conhecimento j´a produzido a respeito da evolu¸c˜ao Mesoz´oica/Cenoz´oica da Bacia do Recˆoncavo (que bordeja linha de costa do litoral norte do Estado da Bahia), na zona costeira adjacente `a bacia de Jacu´ıpe, pouco se sabe sobre os eventos ocorridos antes da subida eust´atica do Oligo-Mioceno, j´a que todo o registro geol´ogico presente na zona costeira do litoral norte da Bahia parece ter sido removido ap´os o soerguimento do final do rifteamento (Magnavita, 1992), ou se encontra recoberta pelos dep´ositos costeiros da Forma¸c˜ao Barreiras.
Estes e outros questionamentos s˜ao dif´ıceis de responder somente com as t´ecnicas de geolo-gia de superf´ıcie. As diferen¸cas morfol´ogicas apontadas acima podem resultar de um controle geol´ogico sutil, escondido abaixo das coberturas sedimentares ne´ogenas, n˜ao acess´ıveis ao ma-peamento geol´ogico tradicional de superf´ıcie. ´E nesse tipo de cen´ario que as metodologias geof´ısicas ganham espa¸co e se tornam ferramentas indispens´aveis.
Figura 1: Fei¸c˜oes presentes no litoral norte do Estado da Bahia e sul de Sergipe. Notar o recuo da linha das fal´esias e o porte das incis˜oes fluviais a partir do Rio Itapicuru. A linha preta cont´ınua: fal´esias da Fm Barreiras; Linhas pretas e vermelhas tracejadas: limite geol´ogico entre o CSF e a FS; Canto esquerdo superior: compartimenta¸c˜ao tectˆonica de Kosin (2009).
Nesta disserta¸c˜ao, s˜ao utilizadas t´ecnicas geof´ısicas para melhor investigar o chamado Lineamento Itapicuru que marca o limite dos diferentes comportamentos geomorfol´ogicos mencionados acima. Ora representada como um Arco (Milani e Davison, 1988), ora como uma falha ou zona de transferˆencia (Magnavita, 1992), esta fei¸c˜ao, descrita apenas na Bacia de Tucano, ainda n˜ao foi alvo de estudo espec´ıfico.
Esta disserta¸c˜ao est´a dividida em cinco cap´ıtulos. No cap´ıtulo 1 s˜ao apresentados os objetivos, a ´area de estudo, a metodologia e a base de dados. No cap´ıtulo 2, s˜ao apresen-tados os aspectos geol´ogicos presentes na ´area de estudo. O cap´ıtulo seguinte descreve as t´ecnicas geof´ısicas aplicadas neste trabalho. No cap´ıtulo 4 apresenta-se as interpreta¸c˜oes dos dados geof´ısicos. Por fim, s˜ao apresentadas as conclus˜oes e as recomenda¸c˜oes para estudos posteriores.
OBJETIVOS
Nesta disserta¸c˜ao s˜ao aplicadas diferentes t´ecnicas geof´ısicas para estudar a geologia de sub-superf´ıcie da zona costeira do litoral norte do Estado da Bahia, utilizando uma meto-dologia de estudo que futuramente poder´a ser aplicada em outras ´areas, com caracter´ısticas geol´ogicas semelhantes.
Este estudo tem trˆes objetivos principais:
1) Investigar a evolu¸c˜ao cenoz´oica da zona costeira do litoral norte da Bahia;
2) Explicar as diferen¸cas geomorfol´ogicas observadas ao longo da zona costeira entre as cidades de Salvador e Aracaju, dando ˆenfase a regi˜ao do vale inciso do rio Itapicuru; e
3) Mostrar a importˆancia dos controles geol´ogico-estruturais de larga escala na morfologia do vale inciso do rio Itapicuru.
As informa¸c˜oes trazidas `a luz dos novos dados geof´ısicos ser˜ao integradas com os modelos geol´ogicos e os mapas dispon´ıveis na literatura, possibilitando uma interpreta¸c˜ao integrada e uma melhor compreens˜ao da geologia local, praticamente toda recoberta por sedimentos ne´ogenos.
Nesta disserta¸c˜ao o foco principal se encontra em torno das coberturas sedimentares cenoz´oicas e do embasamento cristalino adjacente ao vale do Itapicuru. As observa¸c˜oes realizadas tamb´em poder˜ao ser utilizadas para complementar o entendimento da se¸c˜ao p´ os-rifte na Bacia de Jacu´ıpe.
´
Area de Estudo e Estudos Anteriores
O vale do rio Itapicuru se encontra integralmente no Munic´ıpio de Conde, regi˜ao nordeste do Estado da Bahia, Brasil, inserido em uma regi˜ao conhecida como Costa dos Coqueiros.
O vale associado ao rio Itapicuru possui cerca de 230 km2de ´area emersa e 360 km2de ´area
submersa, se considerado at´e a cota batim´etrica de 40 metros. Esta cota foi utilizada como valor de referˆencia por representar a atual quebra do gradiente da plataforma (Dominguez et al., 2012), vis´ıvel nos mapas e nos perfis batim´etricos.
A extens˜ao areal abrangida por este vale ´e, no m´ınimo, peculiar, j´a que os outros vales presentes no litoral norte do estado da Bahia tˆem ´areas m´edias de 40 km2. Tamb´em ´e
peculiar o deslocamento para norte entre o eixo do vale emerso e o eixo do vale submerso na plataforma.
A reconstitui¸c˜ao paleogeogr´afica quatern´aria do vale do Itapicuru foi descrita por Esqui-vel (2006) como uma sucess˜ao de sete est´agios; iniciando ap´os a deposi¸c˜ao da Fm Barreiras e finalizando com a deposi¸c˜ao dos terra¸cos marinhos holocˆenicos. O Est´agio II, no qual foi implantada uma linha de fal´esias na Fm Barreiras, se destaca entre os outros est´agios de-vido aos desn´ıveis topogr´aficos resultantes, vis´ıveis como escava¸c˜oes pronunciadas no modelo digital de eleva¸c˜ao SRTM (Figuras 1.1 e 1.2).
Dominguez e Bittencourt (2012) realizaram recentemente uma s´ıntese sobre a geologia da zona costeira baiana. Segundo esses autores, al´em da heran¸ca geol´ogica, fatores como varia¸c˜oes eust´aticas, clima, suprimento de sedimentos e a evolu¸c˜ao das bacias sedimentares marginais ajudaram a modelar esta zona costeira.
Estes autores descrevem esta costa como uma regi˜ao com presen¸ca de rios de pequeno porte, aporte sedimentar pequeno e com o embasamento (Cintur˜ao Itabuna-Salvador-Cura¸c´a e Cintur˜ao Salvador-Esplanada) sempre pr´oximo `a linha de costa. Sobre este embasamento se encontram presentes coberturas sedimentares associadas aos Est´agios Isot´opicos 5e (Areias Litorˆaneas Regressivas Pleistocˆenicas) e 1 (Areias Litorˆaneas Regressivas Holocˆenicas).
Tamb´em descrevem a possibilidade da presen¸ca de testemunhos do Est´agio Isot´opico Marinho 9 ou 11, indicando que essa regi˜ao poderia ter sofrido uma transgress˜ao ainda mais antiga do que a transgress˜ao de 123.000 AP.
7
A por¸c˜ao emersa do vale do Itapicuru foi documentada por Dominguez et al. (2012) como uma regi˜ao onde a plataforma possui uma largura m´edia em torno de 20 km, coincidindo com a linha de charneira da Bacia de Jacu´ıpe. Nesta plataforma se encontra presente um vale inciso, que por ser uma zona rebaixada, favoreceu a acumula¸c˜ao de sedimentos finos.
Segundo esses autores os vales incisos foram formados durante os v´arios per´ıodos de mar baixo do Quatern´ario, principalmente durante o ´ultimo m´aximo glacial (em torno de 16.000 - 20.000 anos), quando o n´ıvel do mar estava cerca de 120 metros abaixo do n´ıvel atual, expondo praticamente toda a plataforma continental.
Figura 1.1: Localiza¸c˜ao do vale do Itapicuru na zona costeira do Estado da Bahia. Notar o deslocamento da cabeceira submarina do vale inciso em rela¸c˜ao ao eixo do vale emerso, e grande dimens˜ao deste vale quando comparado aos vales vizinhos. As linhas pretas pontilhadas mostram os eixos dos vales emerso e submerso. Notar o deslocamento entre os eixos, repre-sentado pela seta preta. Modificado de Kosin (2009), Esquivel (2006), e Dominguez e Bittencourt (2012).
A regi˜ao emersa do vale ainda n˜ao foi estudada sob a ´otica dos dados geof´ısicos. Este ser´a o primeiro texto que tentar´a integrar, sob uma mesma base georreferenciada, dados geof´ısicos e geol´ogicos.
Embora a evolu¸c˜ao das bacias sedimentares marginais seja um fator controlador da geo-morfologia da zona costeira, nenhum estudo foi realizado correlacionando a geologia costeira do litoral norte da Bahia com as fei¸c˜oes tectˆonicas e as heran¸cas geol´ogicas, presentes nas bacias sedimentares marginais do Recˆoncavo e de Jacu´ıpe.
Figura 1.2: Modelo digital do terreno (`a esquerda) e linha de fal´esias esculpidas na Forma¸c˜ao Barreiras no m´aximo da Transgress˜ao de 123.000 AP (Est´agio II), onde o n´ıvel do mar estava a 8 +/- 2 metros acima do atual (`a direita). A linha azul pontilhada mostra os limites do vale do Itapicuru. Modificado de Esquivel (2006).
CAP´
ITULO 2
Metodologia
Para a elabora¸c˜ao desta disserta¸c˜ao foi utilizado um amplo espectro de dados de car´ater qualitativo e quantitativo, capazes de fomentar tanto um estudo regional quanto um estudo de detalhe. Todos os dados utilizados nesta disserta¸c˜ao foram integrados sob uma mesma base SIG (Sistema de Informa¸c˜oes Geogr´aficas), de forma que puderam ser comparados e interpretados conjuntamente (Figuras 2.1 e 2.2).
Tanto os dados adquiridos (na base de dados da Petrobras ou da ANP) quanto os dados coletados em campo tiveram suas proje¸c˜oes originais transportadas para a proje¸c˜ao UTM-24S sob o Datum WGS84.
Figura 2.1: Diagrama apresentando os principais dados utilizados na composi¸c˜ao da Base de Dados Integrada. SRTM: Shuttle Radar Topography Mission (Modelo Num´erico do Terreno). SEVs: Sondagens El´etricas Verticais.
Os dados publicados na literatura (mapas geol´ogicos, lineamentos, entre outros) foram georeferˆenciados utilizando o script Georeferencing, do Software ArcGIS , de modo que asR
informa¸c˜oes presentes na literatura puderam ser comparadas com as informa¸c˜oes interpreta-das a partir dos dados adquiridos em campo.
Nesta disserta¸c˜ao foram utilizados:
a- Mapas geol´ogicos, extra´ıdos da literatura.
b- Dados de altimetria de sat´elite
c- Dados Batim´etricos
d- Dados Gravim´etricos
f- Dados Magnetom´etricos
g- Dados Geoel´etricos
A Figura 2.2 apresenta a disposi¸c˜ao geogr´afica dos dados que foram utilizados neste estudo. Apesar de todos os dados serem discretos (dados n˜ao-cont´ınuos), para facilitar a visualiza¸c˜ao, est˜ao representadas apenas as poligonais limitantes de cada um dos levanta-mentos.
A parte final da etapa de organiza¸c˜ao dos dados foi a montagem da base de dados, agrupando os dados p´ublicos com os dados existentes na base de dados da Petrobras e da ANP.
Alguns dados s˜ao recompila¸c˜oes de dados antigos, n˜ao contendo os dados originais de campo. Assim, o tratamento geof´ısico aplicado a estes dados ficou restrito apenas a algumas filtragens e `a elimina¸c˜ao de esta¸c˜oes com problemas. Devido `a boa qualidade dos dados antigos n˜ao foi necess´ario efetuar nenhum re-processamento.
Exceto os dados gravim´etricos e el´etricos (coletados em campo, com os recursos e com os equipamentos da UFBA), todos os dados utilizados s˜ao de car´ater p´ublico, podendo ent˜ao serem adquiridos juntos aos org˜aos respons´aveis. Desta forma, nenhum dado a ser utilizado possui car´ater confidencial.
Nas pr´oximas p´aginas ser´a realizada uma descri¸c˜ao dos dados utilizados, bem como das fontes e dos equipamentos utilizados.
11
Figura 2.2: Localiza¸c˜ao dos dados. Listras verdes: Levantamento Gravim´etrico Dexba-Dexes; Laranja serrilhado: Projeto Aeromagnetom´etrico Baixo do S˜ao Francisco; Azul pontilhado: Projeto Gravim´etrico de fundo ma-rinho EG13; Vermelho pontilhado: regi˜ao das Sondagens El´etricas Ver-ticais (SEVs) e; Retˆangulo de cor azul: regi˜ao onde foi realizada a batimetria.
2.1
Dados de Altimetria de Sat´
elite
Os dados de altimetria s˜ao provenientes do modelo num´erico de eleva¸c˜ao SRTM - Shuttle Radar Topographic Mission(http://www.relevobr.cnpm.embrapa.br/index.htm), dispostos em uma malha quadrada de 90 m x 90 m, interpolados posteriormente para 30 m x 30 m.
Utilizado sempre como plano de fundo, e de extrema importˆancia para este trabalho, o modelo num´erico do terreno foi manipulado, utilizando diferentes rampas de cores, o que permitiu destacar os desn´ıveis topogr´aficos existentes entre os dep´ositos costeiros. Como exemplo de um desn´ıvel bem visualizado, podemos citar o limite entre os dep´ositos miocˆenicos da Forma¸c˜ao Barreiras e os sedimentos quatern´arios, caracterizado por uma linha de paleo-fal´esias (Figuras 1 e 1.2).
2.2
Dados Batim´
etricos
Os dados batim´etricos foram coletados utilizando uma ecosonda acoplada a um barco, no ano de 2005. Para a coleta dos dados batim´etricos foram utilizados os recursos financei-ros do Projeto Origem e Evolu¸c˜ao dos Vales Incisos da Plataforma Continental da Bahia, coordenado pelo Prof. Jos´e M. L. Dominguez, nos anos de 2005-2006.
As esta¸c˜oes batim´etricas foram coletadas quase que continuamente utilizando uma eco-sonda acoplada a um GPS, desde as por¸c˜oes mais rasas (menos de 5 metros de profundidade) at´e a cota batim´etrica acima de 100 metros. Ap´os uma filtragem de m´edia m´ovel, foram gerados perfis e mapas batim´etricos.
Ap´os a campanha de campo para a coleta dos dados batim´etricos as esta¸c˜oes foram dispostas em perfis e foi aplicado um filtro m´edia-m´ovel, o qual elimina o efeito das oscila¸c˜oes de alta frequˆencia das ondas, sobre o relevo topogr´afico do fundo marinho.
2.3
Dados Gravim´
etricos
Os dados gravim´etricos s˜ao provenientes de quatro fontes distintas: 1) Dados coletados em campo; 2) Esta¸c˜oes gravim´etricas terrestres; 3) Esta¸c˜oes gravim´etricas de fundo marinho e; 4) Gravimetria por sat´elite.
Os dados gravim´etricos de campo foram coletados em um trecho da BA-099, totali-zando 156 esta¸c˜oes gravim´etricas. Para esta aquisi¸c˜ao, utilizou-se um grav´ımetro relativo Scintrex CG-3, cedido pelo CPGG-UFBa. Esta coleta de dados foi supervisionada peloR
Prof. Edson Sampaio (CPGG/UFBa).
As esta¸c˜oes foram dispostas de forma a se obter um perfil gravim´etrico de detalhe cor-tando perpendicularmente o eixo do Vale do Itapicuru, e se estendendo al´em dos limites do vale quatern´ario, descrito por Esquivel(2006). Este levantamento gravim´etrico de detalhe permitiu gerar um perfil gravim´etrico transversal ao eixo vale do Itapicuru (Figura 2.3).
Os dados gravim´etricos coletados em campo foram posteriormente complementados com esta¸c˜oes gravim´etricas presentes no banco de dados Petrobras e da ANP. O levantamento utilizado ´e denominado Levantamento Gravim´etrico DEXBA-DEXES.
Este levantamento, e outros, podem ser adquiridos junto a ANP por meio de com-pra direta ou cess˜ao para estudos acadˆemicos. Para visualiz´a-los e solicit´a-los acessar: http://maps.bdep.gov.br/website/mapas/viewer.htm.
13
O levantamento regional DEXBA-DEXES tˆem espa¸camento vari´avel entre as esta¸c˜oes, as quais distam cerca de 500m, em m´edia. Para evitar erros de interpola¸c˜ao e n˜ao comprometer as zonas com boa densidade de informa¸c˜ao, os grids foram limitados aos locais onde existiam esta¸c˜oes. Desta forma, o mapa gravim´etrico terrestre (Figuras 2.3 e 5.6) apresenta “buracos” brancos referentes aos vazios de esta¸c˜oes.
A Bacia do Recˆoncavo, por ser uma ´area de interesse petrol´ıfero, possuiu uma boa den-sidade de dados gravim´etricos, como se pode ver no canto superior esquerdo da figura 2.3. Sobre esta bacia as esta¸c˜oes mostram espa¸camento de 100 metros.
Sobre a regi˜ao de embasamento cristalino, o espa¸camento entre as esta¸c˜oes tamb´em ´e regular, por´em as esta¸c˜oes gravim´etricas s˜ao limitadas aos cortes de estrada. Entre os rios Itapicuru e Vaza-Barris a densidade de esta¸c˜oes gravim´etricas ´e prec´aria.
Figura 2.3: Perfil gravim´etrico de detalhe. Na figura acima os pontos pretos re-presentam as esta¸c˜oes gravim´etricas do banco de dados da Petrobras e a linha cont´ınua preta mostra a localiza¸c˜ao do perfil gravim´etrico. Na figura abaixo as linhas vermelhas pontilhadas mostram regi˜oes do perfil caracterizadas como patamares distintos. Modificado de Esquivel(2006)
Para a por¸c˜ao submersa adjacente ao vale foram utilizados dados de gravimetria de fundo marinho, no qual o grav´ımetro ´e disposto diretamente no sustrato marinho. Esta caracter´ıstica permite uma boa qualidade no dado, por´em o limita `as por¸c˜oes mais rasas, internas `a plataforma continental.
Os dados gravim´etricos de fundo marinho foram provenientes do levantamento conhecido como Projeto EG13 (Figura 2.2), e incluem a por¸c˜ao offshore das Bacias da Costa Leste da Bahia (Jacu´ıpe, Camamu, Almada, Jequitinhonha e Mucuri) e parte da bacia do Esp´ırito Santo. As esta¸c˜oes est˜ao dispostas em uma malha regular com o espa¸camento variando de 1000 a 4000 metros.
Devido ao desconhecimento do valor da densidade do substrato marinho, a jun¸c˜ao do dado gravim´etrico de fundo com os dados gravim´etricos terrestres foi realizada atrav´es da fun¸c˜ao Grid Knitting, dispon´ıvel no software Geosoft .R
Os dados de gravimetria de sat´elite s˜ao provenientes do sat´elite TOPEX/Poseidon, que esteve em ´orbita de agosto de 1992 at´e outubro de 2005. Os dados desta miss˜ao s˜ao p´ublicos e se encontram dispon´ıveis para download em (http://topex.ucsd.edu.marine-topo/) .
Neste dado, a anomalia Bouguer foi calculada no continente utilizando a densidade de 2,67 g/cm3. J´a no oceano, foi empregada a densidade de 1,03 g/cm3. Detalhes sobre o pro-cessamento e a gera¸c˜ao dos mapas podem ser obtidos no site da miss˜ao http://www.aviso. oceanobs.com/en/missions/past-missions.html.
Apesar do dado de gravimetria de sat´elite poder ser utilizado tamb´em em estudos geod´esicos e oceanogr´aficos, nesta disserta¸c˜ao eles foram utilizados qualitativamente para delimitar as zonas de fraturas oceˆanicas (Figura 2.4).
Figura 2.4: Mapa altim´etrico (acima) e de anomalia free-air (abaixo) utilizado no mapeamento das zonas de fraturas oceˆanicas. Ambos s˜ao provenientes do sat´elite TOPEX/Poseidon.
15
2.4
Dados Magnetom´
etricos
Os dados aeromagn´eticos utilizado nesta disserta¸c˜ao tamb´em ´e de dom´ınio p´ublico, e faz parte do ”Programa de Levantamentos Geol´ogicos B´asicos do Brasil (PLGB)”, um convˆenio entre o DNPM e a CPRM.
Mais especificamente, os dados magn´eticos utilizados fazem parte do Projeto Baixo S˜ao Francisco(CPRM - 1977) (Figuras 2.2 e 2.5). O Projeto Baixo S˜ao Francisco abrange uma ´
area de 55.000Km2, totalizando 30.593 km lineares de perfis.
O levantamento foi realizado na dire¸c˜ao N-S, com as linhas de produ¸c˜ao e de controle espa¸cadas de 2 km e 20 km, respectivamente. Neste levantamento foi utilizado um aeromag-netˆometro do tipo pr´oton, modelo G-803 da GEOMETRICS . A altitude do vˆR oo ´e vari´avel,
com a altura de vˆoo a aproximadamente 150 metros.
Os originais dos mapas obtidos no processamento encontram-se arquivados no Departa-mento Nacional de Produ¸c˜ao Mineral-DNPM, em Bras´ılia (DF), havendo outra cole¸c˜ao na Divis˜ao de Documenta¸c˜ao T´ecnica (DIDOTE) no Escrit´orio-Rio da Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais-CPRM.
Figura 2.5: Localiza¸c˜ao do Projeto Aeromagn´etico Baixo S˜ao Francisco.
2.5
Dados Geoel´
etricos
A campanha de geof´ısica el´etrica foi composta por 57 sondagens el´etricas verticais (SEVs) adquiridas tanto ao longo da BA-099, quanto em regi˜oes adjacentes e internas ao vale do Itapicuru, adquiridas principalmente ao longo das estradas existentes(Figura 2.6).
Por raz˜oes operacionais, a maior concentra¸c˜ao se encontra sobre a Linha Verde (BA-099), onde tamb´em foi realizado um perfil gravim´etrico de detalhe para posterior correla¸c˜ao. A presen¸ca de terras ´umidas e manguezais na regi˜ao E-NE do vale impossibilitaram a aquisi¸c˜ao de SEVs nesta regi˜ao.
Os dados geoel´etricos foram coletados em campo durante campanhas de Sondagens El´etricas Verticais no ano de 2006, utilizando o equipamento Syscal . Este equipamentoR
foi cedido pelo CPGG/UFBa, e as despesas de campo tamb´em foram custeadas com recur-sos financeiros do Projeto Origem e Evolu¸c˜ao dos Vales incisos da Plataforma Continental da Bahia. Neste estudo, os eletrodos de corrente foram espa¸cados com distˆancia m´axima de 2000 m, mais especificamente a uma distˆancia m´axima de 1000 m do centro do arranjo (AB/2 ), o que, em tese, nos daria uma penetra¸c˜ao de cerca de 500 m.
Figura 2.6: Localiza¸c˜ao das SEVs (raios negros). A BA-099 est´a destacada na linha cont´ınua de cor amarela. Notar a regi˜ao destacada em cinza, na qual n˜ao existem dados el´etricos.
CAP´
ITULO 3
Caracteriza¸
c˜
ao Geol´
ogica Regional
Neste cap´ıtulo, com o intuito de caracterizar a geologia regional, ser˜ao apresentadas as peculiaridades geol´ogicas presentes na ´area de estudo e uma s´ıntese dos eventos tectˆ onico-sedimentares que ocorreram na por¸c˜ao nordeste do Cr´aton do S˜ao Francisco, desde sua a forma¸c˜ao at´e o momento da colagem Brasiliana.
Tamb´em ser´a apresentado como a colis˜ao entre a Prov´ıncia Borborema e o Cr´aton do S˜ao Francisco geraram estruturas candidatas a exercerem um controle geol´ogico no desen-volvimento do rifteamento posterior. Por fim ser´a dada ˆenfase `as coberturas sedimentares presentes, destacando suas origens e modifica¸c˜oes sofridas no tempo geol´ogico.
3.1
O limite nordeste do Cr´
aton do S˜
ao Francisco
A regi˜ao geogr´afica onde se encontra o vale do Itapicuru est´a inserida no contexto geol´ogico do Cr´aton do S˜ao Francisco. Mais precisamente, a regi˜ao do vale est´a implantada no limite nordeste do cr´aton, muito pr´oximo da zona de sutura entre o cr´aton e a Faixa Sergipana (Figuras 3.1, 3.2 e 3.3).
O Ciclo Brasiliano (0.70-0.45 Ga) ´e considerado o ´ultimo e o mais importante evento na forma¸c˜ao das unidades supracrustais durante o Proteroz´oico / Paleoz´oico do Brasil (Magna-vita, 1992).
Esta orogenia foi respons´avel pelo fechamento e pela posterior invers˜ao estrutural da bacia de margem passiva paleoproteroz´oica, existente ao norte do Cr´aton do S˜ao Francisco, gerando estruturas como dobras e falhas orientadas preferencialmente na dire¸c˜ao NW-SE.
A antiga bacia de margem passiva, localizada entre o Cr´aton do S˜ao Francisco e a Prov´ıncia Borborema, foi fechada e invertida, se tornando uma faixa de dobramentos de-nominada de Faixa Sergipana. As rochas da Faixa Sergipana exibem um metamorfismo de baixo grau na regi˜ao de Foreland, variando de um metamorfismo de m´edio at´e alto grau a medida que se afasta da ´area cratˆonica (Magnavita, 1992).
O comportamento est´avel dos cr´atons ao serem submetidos `as orogˆeneses faz com que a maior parte da deforma¸c˜ao se concentre nos cintur˜oes de dobramentos que os circundam. Esta propriedade ´e vis´ıvel no limite nordeste do Cr´aton do S˜ao Francisco, onde a deforma¸c˜ao principal, desenvolvida ap´os a sua colis˜ao com o Maci¸co Pernambuco-Alagoas durante o Ciclo Brasiliano (Almeida, 1977), se concentra na faixa de dobramentos Sergipana.
Figura 3.1: O Cr´aton do S˜ao Francisco e o Cr´aton do Congo. Cr´atons: A= Amazˆonia; WA= Oeste da ´Africa; P= Rio de La Plata ; K= Kalahari ; SFC= S˜ao Francisco-Congo. Modificado de Alkimin e Martins-Neto (2012)
Desde Almeida (1977), o limite entre o Cr´aton do S˜ao Francisco e a Faixa Sergipana tem sido posicionado em uma fei¸c˜ao tectˆonica denominada Lineamento Vaza-Barris. Recente-mente Oliveira (2008) posicionou este limite, dito como um limite geof´ısico, como uma zona de cisalhamento dextral, situada mais ao norte.
A diferen¸ca entre os limites descritos por esses autores se deve ao fato de alguns autores considerarem este limite superficial, representado pelo contato entre o bloco cratˆonico e as nappes da Faixa Sergipana que foram “empurradas” sobre o cr´aton, enquanto outros autores consideram este, um limite geol´ogico profundo, representado por uma grande falha que separa os dois dom´ınios (Figura 3.2).
19
O limite entre a Faixa Sergipana e o Cr´aton do S˜ao Francisco pode ser interpretado de diversas formas, a depender da metodologia e da escala de trabalho.
Este limite pode ser representado por um falha de baixo ˆangulo, onde o posicionamento geogr´afico deste contato ´e dependente da profundidade de observa¸c˜ao. Pode ser considerado como o contato entre as nappes e o cristalino (Almeida, 1977) e, tamb´em por uma faixa, que vai desde o in´ıcio da zona de deforma¸c˜ao (primeiras falhas seguindo a orienta¸c˜ao da colagem) at´e a falha profunda, como descrito por (Oliveira et al., 2010).
Nesta disserta¸c˜ao ser´a utilizado o limite superficial de Almeida (1977). Pr´oximo a este limite, a evolu¸c˜ao da colagem entre o Cr´aton do S˜ao Francisco e a Faixa Sergipana (Figura 3.2) resultou em uma s´erie de estruturas orientadas seguindo os contornos da borda do Cr´aton do S˜ao Francisco.
Figura 3.2: Mapa geol´ogico simplificado da Faixa Sergipana, destacando o limite entre a Faixa e o Cr´aton do S˜ao Francisco (em vermelho). Abertura da margem passiva Sergipana e posterior invers˜ao (`a direita). Modificado de D’el-Rey Silva (1999) e Oliveira (2010).
Devido `a caracter´ıstica reol´ogica r´uptil dos cr´atons, ap´os o evento colisional, ´e esperado que a deforma¸c˜ao mais intensa seja distribu´ıda na faixa de dobramentos, e o bloco cratˆonico se mantenha relativamente intacto. Por´em, devido a grandiosidade de um evento de colis˜ao entre dois blocos cratˆonicos, ´e natural que mesmo os blocos cratˆonicos sejam deformados (falhados) seguindo `a orienta¸c˜ao da colis˜ao (Figura 3.3).
Falhas com dire¸c˜ao NW-SE, ainda n˜ao foram descritas na por¸c˜ao nordeste do Cr´aton do S˜ao Francisco, onde o embasamento cristalino aflora pr´oximo `a linha de costa.
Tamb´em ´e esperado que ap´os um evento colisional ocorra um espessamento da crosta continental sob a faixa m´ovel associado `a repeti¸c˜ao das nappes e da pr´opria crosta. Como resultado, temos a subsidˆencia do topo da discontinuidade de Moho e a gera¸c˜ao de baixos gravim´etricos na dire¸c˜ao das faixas de dobramentos: no caso, a Faixa de Dobramentos Sergipana. Este efeito ser´a melhor discutido na se¸c˜ao 5.2.
Figura 3.3: Bloco diagrama simplificado da orogenia Brasiliana. A: abertura da bacia de margem passiva sergipana, com forma¸c˜ao de falhas normais e blocos escalonados. B: Invers˜ao e fechamento da bacia Sergipana. As setas indicam a dire¸c˜ao do esfor¸co principal, respons´avel pela abertura e pela invers˜ao da bacia de margem passiva sergipana. ITF = Falha do Itapicuru, VBF = Falha de Vaza-Barris, IF = Falha de Itaporanga, SDF = Falha de Sim˜ao Dias, EF = Falha de Escarpa, PF = Falha de Pelada, MF = Falha de Mocambo. Modificado de D’el Rey Silva(1999).
21
3.2
O Rifteamento Mesozoico
Um cr´aton, apesar de regionalmente se comportar como um ´unico corpo, ´e o resultado de sucessivas colagens de blocos menores, no qual os blocos que s˜ao gradualmente acrescidos ao n´ucleo cratˆonico tendem a preservar as orienta¸c˜oes estruturais preexistentes (?).
Posteriormente, quando o cr´aton ´e submetido `a esfor¸cos distensivos, as zonas de suturas e as orienta¸c˜oes estruturais (lineamentos e folia¸c˜oes) se tornam zonas de fraquezas e, passam a atuar como os caminhos preferenciais para a propaga¸c˜ao dos riftes.
O Cr´aton do S˜ao Francisco ´e o resultado de diversas colagens de blocos menores durantes os ciclos tectˆonicos Transamazˆonico (Almeida, 1977; Magnavita, 1992). No Brasiliano, parte de suas margens foi reativada, mas sua configura¸c˜ao j´a estava consolidada (Carlson M. Leite, em comunica¸c˜ao oral). No limite nordeste desse cr´aton, se encontra o bloco cratˆonico denominado Cintur˜ao Bahia Oriental (Delgado et al., 2003). Este cintur˜ao faz contato com o bloco Salvador-Ilh´eus ao sul e, se estende para norte, at´e fazer fronteira com a Faixa Sergipana (Figura 3.4).
Figura 3.4: Mapa integrado do arcabou¸co estrutural do rifte RTJ. Em amarelo se destaca o vale emerso do Itapicuru. Notar que o rifte do Recˆoncavo foi aberto seguindo a estrutura¸c˜ao do Cintur˜ao Bahia Oriental. Modificado de Kosin (2009).
O Cintur˜ao Bahia Oriental-Ramo Costeiro ´e composto por rochas paleoproterozoicas granulitizadas (Kosin, 2009) e est´a orientado a NE-SW, seguindo as suas suturas paleoprote-roz´oicas. Estas antigas zonas de cisalhamento profundas, durante o processo de rifteamento que teve in´ıcio no Cret´aceo, definiram a estrutura¸c˜ao preferencial das grandes falhas que segregam a bacia sedimentar do Recˆoncavo (Kosin, 2009).
Como descrito por Magnavita (1992) e Kosin (2009), as estruturas preexistentes nos blocos arqueanos e paleoproteroz´oicos pertencentes ao cr´aton, controlaram as dire¸c˜oes de rifteamento. De fato, as principais falhas presentes no rifte do Recˆoncavo-Tucano-Jatob´a, por exemplo, mantiveram a estrutura¸c˜ao pret´erita existente no cr´aton.
Um modelo de abertura do rifte do Recˆoncavo-Tucano-Jatob´a foi proposto por Milani e Davison (1988), onde o Arco do Itapicuru, junto com os Arcos de Mata-Catu e Vaza-Barris controlaram a abertura do rifte (Figura 3.5). Esses arcos foram relacionados a um p´olo de rota¸c˜ao comum, gerando zonas de transcorrˆencias localizadas, tais como as falhas de transcorrˆencia de Mata-Catu, Vaza-Barris/Itaporanga e do Itapicuru.
Figura 3.5: Modelo de abertura do Atlˆantico segundo Milani e Davison (1988), des-tacando, em vermelho, o Arco do Itapicuru. Modificado de Magnavita (1992).
23
Magnavita (1992) propˆos que no Andar Rio da Serra M´edio o rifte Recˆ oncavo-Tucano-Jatob´a experimentou uma distens˜ao W-E. A cinem´atica proposta, segundo este regime dis-tensivo, pontua um componente strike-slip atuando tanto sobre as falhas NE quanto sobre as falhas NW (Figura 3.6).
No Andar Jiqui´a, com a mudan¸ca do vetor principal de distens˜ao para NW-SE (Mag-navita, 1992), a cinem´atica passou a apresentar um car´ater de distens˜ao pura, atuando sob as estruturas NE. Este novo regime propiciou a forma¸c˜ao de grandes depocentros de Idade Jiqui´a, por exemplo, o Baixo de Alagoinhas.
Ap´os esta fase tectˆonica o rifte Recˆoncavo-Tucano-Jatob´a foi abortado, e a propaga¸c˜ao continuou pelas Bacias de Jacu´ıpe e Sergipe. As principais falhas da bacia de Jacu´ıpe est˜ao orientadas seguindo este ´ultimo pulso tectˆonico.
Na Bacia de Jacu´ıpe, a quebra da plataforma atual, interpretada por Dominguez et al. (2012) como uma linha de charneira do rifte, segue a orienta¸c˜ao NE estabelecida no rifte-amento ocorrido no Cret´aceo. Esta dire¸c˜ao de abertura, por ser a dire¸c˜ao do esfor¸co de abertura mais recente, faz com que as estruturas associadas `a este regime estejam mais evidentes do que aquelas geradas nos esfor¸cos anteriores.
Figura 3.6: Dire¸c˜oes de abertura do rifte Recˆoncavo-Tucano-Jatob´a. A) Andar Rio da Serra M´edio. B) Andar Jiqui´a. Modificado de Magnavita (1992).
3.3
A Sedimenta¸
c˜
ao e os Soerguimentos do P´
os-Rifte
A sedimenta¸c˜ao p´os-rifte na zona costeira baiana, com exce¸c˜ao da Forma¸c˜ao Barreiras, ´e pouco expressiva, quando comparada com a margem sudeste do Brasil.
Desde o final do rifteamento mesoz´oico implantado em toda costa brasileira, que culminou com o rompimento do antigo Cr´aton do S˜ao Francisco-Congo, a falta de uma grande fonte de sedimentos resultou em uma zona costeira com o embasamento cratˆonico praticamente aflorante e as bacias de margem passiva adjacentes apresentando plataformas continentais estreitas.
O efeito da falta de sedimentos ´e bem vis´ıvel na Bacia de Jacu´ıpe onde, desde o final do rifteamento, a linha de costa do litoral norte do Estado da Bahia tem se mantido pr´oxima a sua localiza¸c˜ao atual. A “quebra” da plataforma desta bacia, que praticamente coincide com a linha de charneira da fase rifte, marca tanto um limite abrupto entre a plataforma e o talude, quanto a divis˜ao entre as regi˜oes de embasamento raso e profundo (Dominguez et al., 2011).
O pequeno aporte sedimentar nesta regi˜ao ´e interpretado como reflexo tanto da escas-sez de uma grande fonte de sedimentos (Dominguez et al., 2011) quanto do reduzido so-erguimento das ombreiras (Magnavita, 1992), muito comum em riftes implantados sobre embasamento cratˆonico (Alkimim, 2004).
Aliado `a essas caracter´ısticas, a costa baiana experimentou, pelo menos, trˆes grandes soerguimentos (Japsen et al., 2012) que elevaram a margem continental e expuseram os sedimentos a processos de pereplaniza¸c˜ao (Arai, 2006) (Figura 3.7).
Na margem oposta `as bacias de Sergipe e Jacu´ıpe, os soerguimentos regionais propiciaram um maior volume de sedimentos e, consequentemente a implanta¸c˜ao de cˆanions (Ridente et al., 2007; Jobe et al., 2011). Jobe et al. (2011) apresentou uma evolu¸c˜ao dos cˆanions na Bacia do Rio Muni (correlata africana da bacia de Sergipe-Alagoas) onde o soerguimento tectˆonico gerou aumento do suprimento de sedimentos e, possibilitou uma mudan¸ca dr´astica nas morfologias dos cˆanions, que passaram de cˆanions agradacionais e ricos em lama para cˆanions erosivos e ricos em areias.
O soerguimento mais expressivo na costa brasileira ocorreu no Eoceno. Este per´ıodo ´e caracterizado como um per´ıodo de intenso vulcanismo (Almeida et al., 1996; Freire et al., 2012), soerguimento (Japsen et al., 2012) e gera¸c˜ao de uma discordˆancia regional (Cob-bold et al., 2012). Esses efeitos se reproduzem tamb´em na por¸c˜ao emersa onde, devido `
a exuma¸c˜oes ou `a n˜ao-deposi¸c˜ao, apenas um fino pacote de sedimentos da fase p´os-rifte se encontra presente acima do embasamento cristalino, ora caracterizado como Forma¸c˜ao Barreiras ora como dep´ositos quatern´arios.
25
Figura 3.7: Soerguimentos ocorridos durante o Cret´aceo/Cenoz´oico na costa bai-ana. Modificado de Japsen et al., (2012).
Segundo as interpreta¸c˜oes das curvas de is´otopos de carbono e oxigˆenio, entre o final do Eoceno e primeira metade do Oligoceno ocorreu um aumento do volume de gelo, seguido por uma redu¸c˜ao do volume de gelo no in´ıcio do Mioceno, respons´avel pela grande transgress˜ao marinha ocorrida em todo o globo. Neste per´ıodo, a zona costeira do Estado da Bahia come¸cou a adquirir uma morfologia mais pr´oxima dos dias atuais (Dominguez e Bittencourt, 2012).
O planeta Terra experimentou durante o Oligo-Mioceno e Mioceno as subidas do nivel do mar mais signicativas desde o Cenomaniano, resultando em incurs˜oes marinhas em diversas margens continentais do globo (Rosseti et al., 2013). Esta subida do n´ıvel do mar, aliada ao soerguimento miocˆenico da Prov´ıncia da Borborema (Oliveira, 2008), foram os repons´aveis pela deposi¸c˜ao do maior volume de estratos p´os-rifte expostos ao longo da margem brasileira (Figura 3.8).
Os depositos do Oligo-Mioceno/Mioceno do litoral brasileiro s˜ao litoestratigraficamente conhecidos como Forma¸c˜ao Barreiras e Pirabas (Rosseti et al., 2013; Rosseti e Dominguez, 2012), formando uma faixa cont´ınua e estreita que recobre o embasamento cratˆonico. Apesar de sua ampla distribui¸c˜ao, esta unidade ´e litologicamente e estratigraficamente homogˆenea (Rosseti et al., 2013).
Figura 3.8: Dep´ositos do Oligo-Mioceno na margem continental brasileira. Modifi-cado de Rosseti et al., (2013)
Segundo Rosseti et al. (2013), a Forma¸c˜ao Barreiras, na margem nordeste do Brasil, foi depositada durante os epis´odios trangressivos do Oligo-Mioceno e Mioceno m´edio e posteri-ormente foi exposta a eros˜ao suba´erea e forma¸c˜ao de solos de 17,86 Ma at´e o Quatern´ario tardio. Por toda a costa baiana os dep´ositos Oligo-miocˆenicos da Forma¸c˜ao Barreiras s˜ao recobertos por dep´ositos quatern´arios, indicando que a sedimenta¸c˜ao foi renovada somente no Quatern´ario.
Ap´os o Mioceno m´edio, o n´ıvel eust´atico do mar desceu progressivamente, em con-sequˆencia do continuado ac´umulo de gelo na Ant´artica e no Hemisf´erio Norte, desencadeando um processo erosivo e entalhamento de uma rede de drenagens sobre a superf´ıcie da Forma¸c˜ao Barreiras (Dominguez et al., 2012).
Esse rebaixamento progressivo foi ocasionalmente interrompido por per´ıodos de mar alto (est´agios isot´opicos MIS11, MIS9, MIS5, MIS1) nos quais, devido `a a¸c˜ao das ondas, foram esculpidas fal´esias na Forma¸c˜ao Barreiras (Dominguez et al., 2012).
A Figura 3.9 mostra as configura¸c˜oes da linha de costa durante a transgress˜ao do Mioceno e os Est´agios Isot´opicos Marinhos MIS11, MIS9, MIS5 e MIS1.
27
Segundo o modelo conceitual para a sedimenta¸c˜ao quatern´aria costeira do Estado da Bahia descrito por Dominguez et al. (2012), desde o Mioceno a zona costeira vem sofrendo um rebaixamento progressivo do n´ıvel eust´atico. Isto desencadeou um processo erosivo que afetou inicialmente a superf´ıcie da Forma¸c˜ao Barreiras e posteriormente possibilitou a incis˜ao de vales na plataforma continental.
Segundo Dominguez et al. (2012), durante os per´ıodos de n´ıvel de mar alto foram es-culpidas fal´esias na Forma¸c˜ao Barreiras. Estes eram per´ıodos em que as taxas de subida do n´ıvel do mar eram superiores `as taxas de suprimento de sedimentos e, como consequˆencia ocorria a inunda¸c˜ao dos vales e o recuo da linha de costa.
Assim, englobando todos os aspectos geol´ogicos descritos at´e ent˜ao pode-se descrever a zona costeira do litoral norte da Bahia como: Uma regi˜ao cratˆonica com embasamento cristalino granulitizado praticamente aflorante, recoberta por uma se¸c˜ao sedimentar composta pela Forma¸c˜ao Barreiras e sedimentos Quatern´arios.
O embasamento cristalino est´a orientado segundo as antigas zonas de sutura do cr´aton que, posteriormente, foram reativadas devido `a esfor¸cos atuantes no rifteamento Cret´aceo.
A se¸c˜ao sedimentar que recobre este embasamento foi originada durante as transgress˜oes marinhas miocˆenicas e, posteriormente, foi retrabalhada pelas oscila¸c˜oes do n´ıvel do mar durante o Quatern´ario.
O caminho evolutivo, que inicia na abertura do oceano Atlˆantico e prossegue at´e o recente, explica praticamente todas as fei¸c˜oes observadas neste litoral, mas alguns aspectos, como a dimens˜ao do vale do Itapicuru, o recuo da linha de paleo-fal´esias entre outros, n˜ao s˜ao contemplados nesses modelos evolutivos.
Provavelmente, controles geol´ogicos s˜ao respons´aveis pelas peculiaridades presentes no litoral baiano. Nos pr´oximos cap´ıtulos, atrav´es da aplica¸c˜ao de metodologias geof´ısicas, ser˜ao discutidos estes controles e os poss´ıveis per´ıodos de sua atua¸c˜ao.
Figura 3.9: Configura¸c˜oes da linha de costa durante a Transgress˜ao Miocˆenica e os Est´agios Isot´opicos Marinhos 1, 2, 5e, 9 ou 11. Modificado de Domin-guez et al. (2012)
CAP´
ITULO 4
M´
etodos Geof´ısicos Aplicados
A geof´ısica ´e uma das ciˆencias que “enxergam” o planeta Terra e outros corpos celestes, atrav´es de suas propriedades f´ısicas. Cada t´ecnica geof´ısica, ou m´etodo geof´ısico, se prop˜oe a estudar uma por¸c˜ao do planeta a partir de uma propriedade f´ısica espec´ıfica, tal como a densidade, a susceptibilidade magn´etica, a resistividade el´etrica, entre outras.
Cada metodologia geof´ısica trabalha com um espectro de frequˆencia destinado a estudar uma faixa de profundidade espec´ıfica. Quanto maior a profundidade de investiga¸c˜ao menor ´
e a frequˆencia envolvida, e como consequˆencia do grande alcance, menor ´e a resolu¸c˜ao.
Assim, um estudo geof´ısico ideal deve ter um alvo espec´ıfico e, sempre que poss´ıvel, utilizar informa¸c˜oes a priori para diminuir as incertezas de cada interpreta¸c˜ao. No final, as informa¸c˜oes obtidas devem ser interpretadas de acordo com as informa¸c˜oes e o conhecimento da geologia presente na ´area do levantamento.
Nesta disserta¸c˜ao foram utilizados os m´etodos geof´ısicos el´etricos, gravim´etricos e magn´ e-ticos (Figuras 2.1 e 2.2). As sondagens el´etricas verticais, apesar de possuirem outras fina-lidades, foram aqui utilizadas para definir a profundidade do embasamento cristalino. A gravimetria foi aplicada tanto em um estudo de car´ater regional (definindo as grandes estru-turas e os lineamentos) quanto em um estudo local.
A combina¸c˜ao do perfil gravim´etrico de detalhe com as sondagens el´etricas verticais, cruzando todo o vale do rio Itapicuru, nos permitiu inferir a geometria do embasamento. A magnetometria, devido `a sua abrangˆencia espacial, foi aplicada regionalmente para se determinar as grandes estruturas do embasamento.
Nas pr´oximas p´aginas, com a finalidade familiarizar o leitor, se encontra um breve resumo das t´ecnicas geof´ısicas utilizadas neste trabalho. O car´ater sucinto da descri¸c˜ao de cada metodologia teve como objetivo facilitar a leitura. Em cada subitem ser˜ao apresentadas referˆencias bibliogr´aficas, para os leitores que procuram mais informa¸c˜oes sobre o processo de aquisi¸c˜ao e da prepara¸c˜ao dos dados.
4.1
Sondagem El´
etrica Vertical
A sondagem el´etrica vertical (SEV) ´e uma metodologia geof´ısica capaz de determinar, atrav´es de medidas da diferen¸ca de potencial el´etrico entre dois pontos do terreno, a resistividade el´etrica das rochas em subsuperf´ıcie de forma r´apida e n˜ao-destrutiva. Durante o levan-tamento el´etrico, as correntes el´etricas cont´ınuas ou de baixa frequˆencia s˜ao injetadas em subsuperf´ıcie, buscando determinar a resistividade el´etrica dos materiais geol´ogicos.
O perfil geoel´etrico obtido com a SEV pode ser modelado e/ou invertido, resultando em uma tabela com pares de valores de Resistividade Aparente ρa vs. profundidade. Estes
pares contˆem informa¸c˜oes sobre a varia¸c˜ao das resistividades das rochas em subsuperf´ıcie, que podem ser interpretadas com base na geologia local.
A t´ecnica da SEV tem sido amplamente empregada no estudo de aqu´ıferos (Marinho, 1997; Moraes, 1997; Pitombo, 1998; Monteiro, 1999; Filho, 2000; Filho, 2003; Ribeiro, 2008; Cunha, 2009), embora a sua utiliza¸c˜ao englobe tamb´em a detec¸c˜ao de dutos (Alves, 2011), explora¸c˜ao de hidrocarbonetos, contamina¸c˜ao urbana e industrial (Porci´uncula, 2007; Silva, 2011) e an´alise estratigr´afica (Yadav et al., 2010; Marroca et al., 2011).
O comportamento el´etrico das rochas depende da condutividade el´etrica de sua matriz de s´olidos, da porosidade, da textura e da quantidade e condutividade el´etrica do flu´ıdo intersticial (Cunha, 2009). Em ambientes costeiros pode-se considerar que a porosidade e a salinidade do flu´ıdo intersticial s˜ao as vari´aveis que definem a resistividade das rochas.
Assim, simplificando a geologia presente na ´area de estudo, caracterizada como uma regi˜ao onde o embasamento cristalino ´e relativamente raso, podemos interpretar a priori trˆes dom´ınios resistivos: i) cobertura sedimentar porosa e n˜ao-saturada; ii) cobertura sedimentar porosa e saturada e; iii) embasamento cristalino, sem poros e extremamente resistivo. Os dois primeiros dom´ınios, por possu´ırem elevadas porosidades, s˜ao eletricamente distintos do embasamento cristalino.
Independente da cobertura sedimentar presente(por exemplo os dep´ositos da Forma¸c˜ao Barreiras e do Quatern´ario na regi˜ao no vale do Itapicuru), o grande contraste de resistivi-dade ocorrer´a sempre na interface entre os sedimentos e o embasamento cristalino. Embora existam outras interfaces geoel´etricas nos ambientes costeiros, como as interfaces entre as f´acies arenosas e argilosas, elas possuem um contraste de resistividade menor e n˜ao ser˜ao contempladas nesta disserta¸c˜ao.
Quando as linhas de corrente encontram o embasamento resistivo, o gr´afico logaritmo Resistividade Aparente ρa vs. Espa¸camento dos eletrodos assume um car´ater retil´ıneo de
inclina¸c˜ao aproximadamente 450. Devido ao grande contraste de resistividade entre as co-berturas sedimentares e o embasamento cristalino (Figura 4.1), o m´etodo el´etrico, atrav´es das SEVs, foi empregado na determina¸c˜ao da profundidade do embasamento na ´area de
31
estudo.
Figura 4.1: Resistividades (em Ohm.m) das litologias presentes no Vale do Itapi-curu. Notar como o contraste de resistividade entre as rochas ´ıgneas e metam´orficas se destacam das outras litologias.
Para testar as propriedades resistivas do embasamento cristalino na ´area de estudo e a capacidade da SEV de distinguir este embasamento da cobertura sedimentar foram realizadas algumas SEVs em regi˜oes onde o embasamento ´e praticamente aflorante. Um dos pontos de controle foi a antiga pedreira (Figura 4.2), onde se encontra presente uma cobertura sedimentar pouco espessa, vis´ıvel em um corte de afloramento.
Ap´os 0,8 m, o gr´afico bi-logaritmo assume um padr˜ao retil´ıneo, t´ıpico do embasamento cristalino, validando a t´ecnica da SEV como ferramenta de mapeamento da profundidade do embasamento na ´area de estudo.
O m´etodo da eletrorresistividade mede atrav´es de uma dupla de eletrodos de potencial M e N, o potencial proveniente de outra dupla de eletrodos de correntes A e B. A disposi¸c˜ao desse sistema quadripolar de eletrodos na superf´ıcie ´e denominado arranjo.
Os arranjos mais comuns s˜ao: Schlumberger, Wenner e Dipolo-Dipolo. Devido `as vanta-gens log´ısticas e operacionais, envolvendo poucas pessoas no campo, neste trabalho optou-se pela utiliza¸c˜ao do arranjo Schlumberger (Figura 4.3).
Figura 4.2: Afloramento da antiga pedreira em Conde, utilizado como controle de qualidade na medida da profundidade do embasamento. Ap´os 0,8 m o gr´afico de resistividade aparente vs. profundidade assume o car´ater retil´ıneo, com ˆangulo de aproximadamente 45 graus. A localiza¸c˜ao da pedreira est´a destacada com a seta vermelha no mapa.
No arranjo Schlumberger, quanto mais se afastam os eletrodos de corrente A e B, maior a penetra¸c˜ao das linhas de corrente, e consequentemente, a capacidade da SEV de ”ima-gear”horizontes mais profundos.
O aumento da distˆancia entre os eletrodos de corrente A e B faz com que o sinal da fonte se torne cada vez menor, at´e um ponto onde ele se torna demasiadamente pequeno e se confunde com os ru´ıdos. Nesse momento, a sensibilidade do equipamento exige que os eletrodos de potencial tamb´em sejam afastados, e o sinal volta a se tomar maior do que o ru´ıdo.
O resultado de uma aquisi¸c˜ao de eletrorresistividade ´e uma tabela contendo: valores de coordenadas X eY do arranjo; pares de distˆancias AB/2 e MN/2 contendo os valores de espa¸camentos entre os eletrodos; e o valor de resistividade aparente, medida para cada par de espa¸camento.
