MODELAGEM FÍSICA E RESPOSTA SÍSMICA SINTÉTICA DO GRABEN DE APODI E FALHA DE APODI, BACIA POTIGUAR EMERSA – BRASILRN

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MODELAGEM FÍSICA E RESPOSTA SÍSMICA SINTÉTICA DO

GRABEN DE APODI E FALHA DE APODI, BACIA POTIGUAR

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FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

Reitor

João Luiz Martins

Vice-Reitor

Antenor Barbosa Júnior

Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação

Tanus Jorge Nagem

ESCOLA DE MINAS

Diretor

José Geraldo Arantes de Azevedo Brito

Vice-Diretor

Marco Túlio Ribeiro Evangelista

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Chefe

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v

CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA – VOL. 53

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

Nº 265

MODELAGEM FÍSICA E RESPOSTA SÍSMICA SINTÉTICA DO GRABEN

DE APODI E FALHA DE APODI, BACIA POTIGUAR EMERSA –

BRASIL/RN

Marcus Roberto Hoerlle

Orientadora

Caroline Janette Souza Gomes

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre em Ciências Naturais, Área de Concentração: Geologia Ambiental

e Conservação de Recursos Naturais

OURO PRETO

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Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br Escola de Minas - http://www.em.ufop.br

Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/

Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita

35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais

Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: pgrad@degeo.ufop.br

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ISSN 85-230-0108-6

Depósito Legal na Biblioteca Nacional Edição 1ª

Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto

H695m Hoerlle, Marcus Roberto.

Modelagem física e resposta sísmica sintética do Graben de Apodi e Falha de Apodi Bacia Potiguar Emersa – Brasil/RN [manuscrito] / Marcus Roberto Hoerlle. – 2008. xxiii, 119f. : il. color.. graf., tabs, mapas (Contribuições às ciências da terra. Série M, v. 53, n. 265)

ISSN: 85-230-0108-6

Orientador: Profa. Dra. Caroline Janette Souza Gomes.

Dissertação (Mestrado) – Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas. Departamento de Geologia. Programa de Pós-graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais.

1. Modelagem física - Teses. 2. Reflexão (Ótica) - Teses. 3. Rochas - Teses. 4. Cisalhamento - Teses. 5. Água - Teses. I. Universidade Federal de Ouro Preto. II. Título.

CDU: 624.042.7(813.2)

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À minha esposa Roséli e aos nossos filhos

Thiago,

Marina

e

Fernanda

com

o

meu

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Agradecimentos

À Petróleo Brasileiro S.A. (PETROBRAS) pela oportunidade proporcionada de participar do programa de Mestrado em Geologia Estrutural e Geotectônica da Universidade Federal de Ouro Preto e, pela liberação dos dados utilizados na dissertação;

À Universidade Federal de Ouro Preto pela acolhida em seu meio, pelo suporte acadêmico e por ter disponibilizado seus laboratórios e equipamentos;

Ao corpo docente da Universidade Federal de Ouro Preto, especialmente do Departamento de Geologia, e a seus funcionários;

Agradecimentos especiais aos orientadores Prof.a Dra. Caroline Janette Souza Gomes e Dr. Renato Marcos Darros de Matos pelas críticas e sugestões essenciais à dissertação;

Aos companheiros de pós-graduação da Universidade Federal de Ouro Preto com os quais usufruímos momentos agradáveis e de vivência acadêmica enriquecedora;

Aos companheiros e colegas de trabalho da PETROBRAS que auxiliaram no envio de material, importantes discussões acerca do trabalho desenvolvido, com correções e sugestões, e,

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Sumário

AGRADECIMENTOS... ix

SUMÁRIO...xi

LISTA DE FIGURAS ... xiii

LISTA DE TABELAS... xvii

RESUMO ... xix

ABSTRACT ... xxi

CAPÍTULO 1... 1

1.1. Introdução ... 1

1.2. Localização ... 2

1.3. Objetivos ... 3

1.4. Metodologia ... 3

CAPÍTULO 2. GEOLOGIA REGIONAL... 9

2.1. Arcabouço Estrutural... 9

2.1.1. Aspectos Gerais...9

2.1.2. Terrenos Gnáissico-Migmatíticos-Graníticos...10

2.1.3. Terrenos Metassedimentares/Meta-Vulcanossedimentares...10

2.2. A Bacia Potiguar ... 11

2.3. Estratigrafia ... 14

2.3.1. Grupo Areia Branca ... 18

2.3.2. Grupo Apodí...19

2.3.3. Grupo Agulha...20

2.4. Estratigrafia de Seqüências da Bacia Potiguar...21

2.5. Modelo Deposicional para a Formação Pendência...22

2.6. Evolução Tectono Sedimentar das Bacias Juro-Cretácicas Brasileiras...23

CAPÍTULO 3. INTERPRETAÇÃO DAS SEÇÕES SÍSMICAS...31

3.1. Introdução...31

3.2. Descrição da Seções Sísmicas...37

3.3. Mapa de Contorno do Plano da Falha de Apodí...41

3.4. Os Mapas de Isópacasdas Seqüências do Sistema Pendência...51

3.4.1. Seqüência 1...51

3.4.2. Seqüência 2...51

(12)

3.4.4. Seqüência 4...52

3.5. Discussão...52

CAPÍTULO 4. MODELAGEM FÍSICA ANALÓGICA...59

4.1. Princípios Teóricos...59

4.1.1. A Reologia Dos Corpos Rochosos...60

4.1.1.1. Elasticidade...60

4.1.1.2. Viscosidade...61

4.1.1.3. Plasticidade...62

4.1.2. Os Coeficientes de Similaridade...63

4.1.3. Ao Materiais Analógicos mais Comuns...67

4.2. Procedimento Experimental...68

4.3. Descrição dos Experimentos...72

4.3.1. Modelagem M1...72

Discussão...93

CAPÍTULO 5. MODELAGEM SÍSMICA SINTÉTICA...95

5.1. Introdução...95

5.2. A Sísmica de Reflexão...97

5.3. Parâmetros de Entrada para a Modelagem Sísmica Sintética...101

5.4. Resultados Obtidos e Discussões...102

CAPÍTULO 6. CONCLUSÕES...113

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...115

(13)

(14)

Lista de Figuras

Figura 1.1 - Mapa do Nordeste Brasileiro mostrando a distribuição das bacias sedimentares e principais

feições geológicas da Província Borborema...………..……....5

Figura 1.2 – Arcabouço Tectônico simplificado da Bacia Potiguar ...………...…...…....6

Figura 1.3 – Mapa em Profundidade do Plano das Falhas de Apodi e Baixa Grande com a localização das Linhas Sísmicas e dos poços utilizados ...……...………...7

Figura 2.1 - Mapa geológico da Província Borborema ...………...……...12

Figura 2.2 - Mapa Tectônico da Província Borborema e, no canto direito inferior, mapa mostrando os domínios tectônicos de Van Schmus...……....………...13

Figura 2.3 - Modelo de teclas para o arcabouço e adjacências do Rifte Potiguar proposto por Fortes (1988)...……...………...14

Figura 2.4 – Mapa Gravimétrico Residual Grandes Anomalias (E&P-RNCE/GEXP/GEINT Dez/1995)...……….…...15

Figura 2.5 – Mapa Estrutural Sísmico do Embasamento Grabens de Umbuzeiro e Apodi (DEBAR/CENPES jul/1992)...………..…...16

Figura 2.6 – Coluna Estratigráfica da Bacia Potiguar ...……….…...17

Figura 2.7 - Características estruturais e estratigráficas da Margem Continental Brasileira ...……….…...…...25

Figura 2.8 - Situação tectônica durante a fase Sin-rifte I ...…………...26

Figura 2.9 - Distribuição dos riftes Neocomianos na Província Borborema...…………...27

Figura 2.10 - Situação tectônica durante a fase Sin-ritfe III...…………...28

Figura 2.11 - Reconstrução da fase pré-deriva do Nordeste Brasileiro e África. .…………...29

Figura 3.1 – Experimento modelado em argila segundo Dula (1991)...…………...33

Figura 3.2 – Representação gráfica da formulação y = m.arctan [ nx ] para o parâmetro “m” variável...…………...34

Figura 3.3 – Representação gráfica da formulação y = m.arctan [ nx ] para o parâmetro “m” constante...…………...34

Figura 3.4 - Modelo de falhas com descolamento múltiplo...…………...35

Figura 3.5 - Modelo de um sistema rampa-patamar-rampa...…………...35

(15)

Figura 3.7 - Esquemas mostrando a diferença na gênese entre meio-grabens simples e

conjugados...………...37

Figura 3.8 - Evolução tectônica esquemática para o Graben de Apodí...………...38

Figura 3.9 – (A) Seção Sísmica L1 sem interpretação; (B) Seção Sísmica L1com interpretação mostrando as principais feições da área; (C) Mapa de Localização com a posição das Seções Sísmicas...………...42

Figura 3.10 – (A) Seção Sísmica L2 sem interpretação; (B) Seção Sísmica L2 com interpretação mostrando as principais feições da área; (C) Mapa de Localização com a posição das Seções Sísmicas...………...43

Figura 3.17 - Mapa de Contorno do Plano da Falha de Apodí...…...50

Figura 3.18 – Mapa de Isópacas da Seqüência 1...…...54

Figura 4.1 – Diagrama/s tensão-deformação para um material elástico ideal (a) e um material elástico real (b) ...…...………...63

(16)

Figura 4.3 - Relação tensão-deformação, a) corpo plástico ideal; b) corpo plástico; corpo elasto-plástico com enrigecimento (strain hardening) e, corpo elasto-elasto-plástico com abrandamento (strain

softening)...………...64

Figura 4.4 - Esquema de uma caixa de modelagem utilizada nos experimentos, em perfil...72

Figura 4.5 - Esquema de caixa de modelagem usada para simular um duplo descolamento...72

Figura 4.6.a – Modelo após distensão da fase pré-rifte por todo o plano de falha na direção N45W antes do corte...………...73

Figura 4.6.b – Modelo da figura 4.6.a mostrando a posição dos cortes das seções sísmicas modeladas com sua respectiva identificação...………...73

Figura 4.7.a – Fotografia do corte do modelo M1 cortado na posição da Seção Sísmica L1 ...75

Figura 4.7.b – Modelo da figura 4.7.a interpretado mostrando a Falha de Apodí à SE e o duplo descolamento à NW...75

Figura 4.8 – Seção Sísmica L1 interpretada...76

Figura 4.9.a – Fotografia do modelo M2...77

Figura 4.9.b – Modelo da figura 4.9.a interpretado ...77

Figura 4.10 - Seção Sísmica L2 interpretada...78

Figura 4.11a – Fotografia do modelo de meio-grabens simples cortado a 10 cm da parede de vidro...79

Figura 4.12.a - Modelagem referente à Seção Sísmica L3...83

Figura 4.12.b – Modelo da figura 4.12.a interpretado...83

Figura 4.14.a - Modelagem M4 referente à Seção Sísmica L4...85

Figura 4.14.b – Modelo da figura 4.14.a interpretado...85

Figura 4.16.a - Modelagem M5 referente à Seção Sísmica L5...87

Figura 4.16.b – Modelo da figura 4.16.a interpretada...87

Figura 4.18.a – Modelagem M6 referente à Seção Sísmica L6...98

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Figura 4.20.a – Modelo M7...91

Figura 4.20.b. – Modelo da figura 4.20.a interpretado...91

Figura 4.22.a - Modelagem M8...93

Figura 4.22.b. – Modelo da figura 4.22.a interpretado...93

Figura 5.1 - Posições de pontos de tiro e receptores...98

Figura 5.2 - (a) Ondas P (compressionais) e ondas S (cisalhantes) refletindo e transmitindo em uma interface; (b) trajetória de um raio de onda refratada em uma interface com ângulo de emergência igual ao de incidência (ângulo crítico)...………...99

Figura 5.3 - Trajetória do raio transmitido e refletido...100

Figura 5.4 – (a) Modelo Físico M1 cortado em sua posição original; (b) Campo de Velocidades utilizado para a modelagem sísmica sintética; (c) Seção Sísmica Sintética migrada em tempo...………...105

Figura 5.6 – (a) Fotografia do modelo de meio-grabens simples; (b) Campo de Velocidade utilizado para a modelagem sísmica sintética; (c) Seção Sísmica Sintética em tempo não migrada e, (d) Seção Sísmica Sintética em tempo migrada...………...107

Figura 5.7 – (a) Modelo Físico M3 cortado em sua posição original; (b) Campo de Velocidades utilizado para a modelagem sísmica sintética; (c) Seção Sísmica Sintética migrada em tempo...…………...…...108

Figura 5.9 – (a) Modelo Físico M5 cortado em sua posição original; (b) Campo de Velocidades utilizado para a modelagem sísmica sintética; (c) Seção Sísmica Sintética migrada em tempo...…………...110

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Lista de Tabelas

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Resumo

Os primeiros trabalhos de exploração de petróleo na Bacia Potiguar datam do inicio da década de 70 e se intensificaram com as descobertas dos campos de Ubarana, na porção submersa, em 1973, e de Mossoró, na parte emersa da bacia (1979).

Desde então, um grande acervo de dados advindos dos projetos de exploração desenvolvidos pela PETROBRAS vêm sendo utilizados em distintos estudos, entre os quais os de cunho estrutural, que procuram explicar o conjunto de tensões, a cinemática e a gênese da Bacia Potiguar. A arquitetura da bacia é controlada por um duplo sistema de falhas normais na direção NE-SW, que terminam, na sua porção sudoeste, com a Falha de Apodi, interpretada como uma falha de transferência oblíqua. Apesar de não existir um consenso sobre os vetores de abertura da Bacia Potiguar, um grande número de autores sugere para a extensão a direção NW-SE.

O presente trabalho visa definir a geometria da Falha de Apodí em 3D e reinterpretar a arquitetura interna do graben homônimo utilizando-se seções sísmicas de reflexão e dados de poços. A modelagem física analógica e a modelagem sísmica sintética foram empregadas, respectivamente, com a finalidade de testar a aplicabilidade mecânica e cinemática em 2 e 3D do modelo tectônico teórico e, analisar a resposta sísmica real sobre a variação lateral da geometria da falha.

O estudo mostrou que a Falha de Apodí constitui uma falha lístrica com domínios de geometria simples e outros de rampa-patamar-rampa. Ao longo de toda a sua extensão ocorrem mudanças no ângulo de mergulho da falha e, nas porções sudeste e central, caracteriza-se um sistema de descolamento duplo. As seções sísmicas revelaram, no interior do Graben de Apodi, altos do embasamento, crestal colapse grabens, no bloco do teto do descolamento basal, e arrastos positivos e negativos da seqüência sin-rifte, junto à Falha de Apodi.

O espessamento do pacote sedimentar junto à Falha de Apodí sugere tratar-se de uma falha com forte componente normal ativa durante toda a fase rifte.

A modelagem física analógica do Graben de Apodí confirmou a interpretação das seções sísmicas e, as modelagens sísmicas sintéticas mostraram que, a despeito da grande variação lateral da geometria da Falha de Apodí, esta não afeta a resposta sísmica real.

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Abstract

The onset of the petroleum exploration in the Potiguar basin was in the early 70’s. The first discovery was the offshore Ubarana field in 1973, followed by the onshore Mossoró field discovered in 1979. Today, the Potiguar basin has more than a thousand wells drilled and it is the second most important oil producer basin in Brazil, after only the prolific Campos basin.

The great amount of geological data collected in the Potiguar basin has been the subject of several detailed studies including structural analysis aiming the tension net, kynematics and, ultimately, the genesis and the geological evolution of the Potiguar basin. The Potiguar Basin is characterized by a set of asymmetric half grabens (NE-SW direction) separated by basements highs, transfer faults and accommodation zones.It has been hypothesized that the Potiguar Basin has undergone a major compressive event by the end of the Aratu Stage (Early Cretaceous), based mostly on seismic evidence and the presence of anticlines.

The present thesis work focus on modelling the Apodi Graben (southern boundary of the basin) where both, the quality and the amount of data, provide good and detailed visualization of the sedimentary sequences, faults, folds, internal highs, and the complex geometry of the Apodi Fault System. The modelling was performed using basically the geometry of the fault system, as well as its adjacent sedimentary thickenning.

The hypotheses lifted in the interpretations of the seismic reflection sections with relationship to the geometry of the Apodí Fault, the sedimentary structure observed in the internal sediments of the Apodí Graben and the interns' basement high presence whit a lot of precision was confirmed so in Analogical Modellig as in a Seismic Modelling.

Concluding, for being active the Apodí Fault during the whole sedimentary infill processes of the rift phase, the reflex of the geometry and the lateral variation of this fault printed in the sediments structures observed in Apodí Graben, such, anticline structures, sincline structures, positive and negative arrays, crestal colappse grabens and faults.

It is observed too, in the four isópach maps of Pendência Formation, there was, in Analogical Modelagem, a sedimentary thickening close to the Apodí Fault, confirming its active phase during the whole sedimentary process.

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CAPÍTULO 1

INTRODUÇÃO

1.1- INTRODUÇÃO

As bacias sedimentares do Nordeste Brasileiro implantaram-se na Província Borborema e guardam importantes registros sobre a evolução geotectônica da região do período compreendido entre o Cretáceo Inferior e o Recente. A Província Borborema é constituída de diversas fatias de blocos supracrustais e constituem-se de um mosaico de terrenos metassedimentares e meta-vulcanossedimentares metamorfisados em fácies xisto-verde, justapostos a terrenos de alto grau metamórfico e natureza gnáissico-migmatítica. Os primeiros constituem os cinturões de dobramentos e os últimos, os maciços (Almeida et al. 1977; Santos & Brito Neves 1984).

As bacias do tipo rifte da Província Borborema são controladas, principalmente, por estruturas preexistentes em seu embasamento. Durante a fase Sin-Rifte II (Neocomiano-início do Barremiano), deformações extensionais foram distribuídas sobre três eixos de riftes principais: (1) o trend Gabão-Sergipe-Alagoas (GSA); (2) o trend Recôncavo-Tucano-Jatobá (RTJ) e, (3) o trend Cariri-Potiguar (CP), caracterizados por um conjunto de meio-grabens assimétricos, separados por altos do embasamento, falhas de transferência e/ou zonas de acomodação. O trend Cariri-Potiguar (CP) é composto pelas Bacias do Araripe (A), Iguatu, Malhada Vermelha, Lima Campos, Icó ( I ), Rio do Peixe (RP) e Potiguar (P) (Fig. 1.1).

O arcabouço estrutural da Bacia Potiguar é definido por três componentes principais, representados por meio-grabens basculados, altos internos do embasamento e plataformas rasas adjacentes (Plataformas de Aracatí, Algodões e Leste). A bacia exibe uma forma trapezoidal, controlada a leste por um sistema de falhas normais de direção NE-SW (Sistema de Falhas de Carnaubais), a oeste pela Linha de Charneira de Areia Branca, de mesma direção, e ao sul, pela Falha de Apodi, de direção NW-SE (Bertani et al. 1990) (Fig. 1.2).

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modelos não apresentam um consenso sobre a direção dos esforços principais, responsáveis pela nucleação do Rifte Potiguar. A polêmica gira em torno da direção de extensão, N-S (Kinzel 1988; Françolin & Szatmari 1987; Oliveira 1993) e NW-SE (Matos 1987; Mello 1987; Matos 1992).

Segundo Matos (1992), a arquitetura do Graben de Apodi, na região sul do Rifte Potiguar, possui uma arquitetura interna diferente do que aquela observada no restante da bacia. Enquanto, as porções central e norte são controladas por um duplo sistema de falhas normais lístricas, simples, por ele denominadas de “meio graben simples”, o domínio sul constitui um “meio-graben conjugado”. Este é caracterizado, de sudeste para noroeste, por uma falha normal regional, a Falha de Baixa Grande, de polaridade para noroeste, um alto estrutural interno e um sistema de falhas normais de baixo ângulo, de vergência oposta, o sistema de falhas de Mulungu. A sul, o Graben de Apodi é limitado pela Falha de Apodi, de direção SE-NW, que, transversal ao trend geral da bacia, constitui a continuidade sul da Falha de Baixa Grande e foi definida como uma falha de transferência oblíqua (Matos 1987). A norte, o graben exibe uma estruturação descrita por Matos (1992) como zona de acomodação, que segundo a classificação de Morley et al. (1990) seria um “overlapping convergent conjugate transfer zone”. Para Borges (1993), trata-se de zonas de transpressão/transtração relacionadas a um processo de transcorrência regional, de direção WNW, com componentes compressionais e extensionais no final da fase rifte do Graben Potiguar.

O presente estudo abrange a terminação sudoeste do Rifte Potiguar, especificamente o Graben de Apodi e seu limite sul, a Falha de Apodi (terminação sul do Sistema de Falhas de Carnaubais) (Fig. 1.2).

1.2 - LOCALIZAÇÃO

A Bacia Potiguar localiza-se no extremo leste da Margem Equatorial Brasileira e divide-se em uma porção emersa (21.500 km2_{) e em uma porção submersa (26.500 km}2_{). Limita-se a oeste pelo Alto de}

Fortaleza, que a separa da Bacia do Ceará; a sul, sudoeste e leste, pelo embasamento cristalino e a norte e nordeste, pela cota batimétrica de 200 m (Figuras. 1.1 e 1.2).

A área estudada, o Graben de Apodí, encontra-se entre os paralelos 5°20’ e 5°37’ sul e os

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Contribuições às Ciências da Terra – Série M

1.3 – OBJETIVO

O objetivo do presente trabalho é reinterpretar a geometria da Falha de Apodi e de toda a estruturação interna do graben homônimo com base em 58 seções sísmicas de reflexão e de poços disponíveis na área. O trabalho é centrado na descrição em 3D da geometria da Falha de Apodi e do comportamento do pacote sedimentar junto à falha. Pretende-se determinar a existência ou ausência de estruturas indicativas de deslocamentos durante a fase rifte e contribuir para um melhor conhecimento das zonas descritas como de ‘acomodação’ por Matos (1992) e de ‘transpressão/transtensão’ por Borges (1993).

Visando-se uma maior confiabilidade dos resultados, a interpretação tectônica do Graben de Apodi, foi avaliada por meio de modelagens físicas analógicas e de modelagens sísmicas sintéticas. As modelagens sísmicas tinham o intuito de testar os reflexos estruturais observados nos sedimentos (dobras, falhas, espessamento sedimentar).

1.4 – METODOLOGIA

A área de trabalho, o Graben de Apodi (fase rifte), encontra-se totalmente recoberta pelas unidades pós-rifte, que possuem uma distribuição areal maior que as do sin-rifte. Desta forma, as informações para o estudo da seção rifte são provenientes de métodos indiretos, tais como, poços (Tabela 3.1 e Fig. 1.3 ) seções sísmicas de reflexão (Fig. 1.3) e mapa gravimétrico (Fig. 2.4).

As etapas desenvolvidas no decorrer do trabalho foram:

- Pesquisa bibliográfica;

- Interpretação de 58 linhas sísmicas de reflexão na área da Falha de Apodi (destas, somente oito linhas foram liberadas pela Petrobras para apresentação);

- Confecção do mapa de contorno do plano da falha de Apodi;

- Confecção dos mapas de isópacas das 4 seqüências sedimentares da Formação Pendência a partir da interpretação das seções sísmicas de reflexão;

- Modelagem física do Graben de Apodi com base no mapa de contorno do plano da falha de Apodi e das oito linhas sísmicas da área;

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CAPÍTULO 2

GEOLOGIA REGIONAL

2.1- ARCABOUÇO ESTRUTURAL

2.1.1 – ASPECTOS GERAIS

A Bacia Potiguar implantou-se durante o Neocomiano sobre rochas do embasamento cristalino pré-cambriano, pertencentes à Província Borborema. Segundo Almeida et al. (1977) e Santos & Brito Neves (1984), esta província experimentou uma complexa evolução tectonotermal durante o Proterozóico, e pode ser dividida em dois tipos principais de terrenos: gnáissico-migmatíticos-graníticos (maciços) e metassedimentares/seqüências meta-vulcanossedimentares (cinturões de dobramentos) (Fig. 2.1).

Uma das características da Província Borborema é uma complexa trama estrutural de cinturões dobrados NE-SW e zonas de cisalhamento de direções NE-SW e E-W, apresentando em alguns casos, uma continuidade com lineamentos observados no Continente Africano.

As zonas de cisalhamento E-W de Pernambuco e de Patos (Figuras 2.1 e 2.2), com planos de cisalhamento vertical e movimento transcorrente dextral definem dois blocos principais: o bloco sul e norte, este último, recortados por várias zonas de cisalhamento NE-SW com formas sigmoidais (Hackspacher & Legrand 1989; Vauchez et al. 1995). Sá (1984) interpreta os lineamentos E-W como mais recentes, pois deslocam aquelas de direção NE-SW.

Van Schmus et al. (1997) divide a Província Borborema em três domínios tectônicos: o domínio tectônico norte (NTD - Northern Tectonic Domain) ao norte da Zona de Cisalhamento de Patos; o domínio tectônico central (CTD - Central Tectonic Domain) entre as zonas cisalhantes de Patos e Pernambuco, e o domínio tectônico do sul (STD - Southern Tectonic Domain) entre a Zona Cisalhante de Pernambuco e o Craton do São Francisco (Fig. 2.2).

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Pernambuco (WPSZ e EPSZ), Paraíba (TBL), Patos (Patos SZ), Sobral (SF), Senador Pompeu (SPSZ), Picuí-João Câmara (JC) e Portalegre (PA) (Figuras 2.1 e 2.2). Completam a província, coberturas sedimentares não dobradas Paleo-Mesozóicas como as Bacias do Parnaíba, Potiguar, Recôncavo-Tucano-Jatobá, Rio do Peixe, Sergipe-Alagoas e Araripe (Fig. 1.1).

2.1.2 – TERRENOS GNÁISSICO-MIGMATÍTICOS-GRANÍTICOS

Segundo Brito Neves (1986), os terrenos gnáissico-migmatíticos exibem uma idade geocronológica do Arqueano ao Proterozóico Inferior (Ciclo Transamazônico, 2.1 a 1.7 Ga).

Datações mais recentes realizadas no Maciço São José do Campestre (Rio Grande do Norte) indicam três períodos petrogenéticos principais do Arqueano. O mais antigo, com idade U/Pb (zircão) de 3.45 Ga e idades Nd (TDM) variando de 3.5 a 3.77 Ga (_ε negativo - indica que as rochas foram derivadas ou assimiladas de antigas rochas da crosta continental superior); o período intermediário do Arqueano Médio, com idade U/Pb de 3.2 Ga e Nd (TDM) com idade de 3.2 Ga (_ε positivo - indica que as rochas foram derivadas de antigas rochas da crosta continental inferior ou do manto superior) e, do final do Arqueano, com idade TDM de 3.2 Ga (_ε negativo) (Dantas et al. 1996).

2.1.3 – TERRENOS METASSEDIMENTARES/ META-VULCANOSSEDIMENTARES

Segundo Santos & Brito Neves (1984), as datações obtidas nos cinturões de dobramentos situam-se no âmbito do Ciclo Brasiliano, com algumas fasituam-ses de rejuvenescimento isotópico e intrusões de rochas ígneas, entre 520 e 460 Ma.

Os cinturões dobrados NE-SW são divididos por Sá (1984) em três domínios. O primeiro representado por faixas policíclicas ligadas à Orogenia Transbrasiliana (2.2 a 2.0 Ga); o segundo, de rochas supracrustais de deformação polifásica, provavelmente do Proterozóico Médio e, o terceiro domínio, de faixas monocíclicas relacionadas ao Proterozóico Superior afetadas pela Orogenia Brasiliana (650 a 500 Ma).

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2.2 - A BACIA POTIGUAR

A Bacia Potiguar está implantada na parte norte da Província Borborema e tem como limite leste o Sistema de Dobramentos Seridó; a sul, o Maciço Rio Piranhas e a oeste, o Sistema de Dobramentos Jaguaribeano (Fig. 2.2).

Kinzel (1988), Hackspacker & Legrand (1989) identificaram a continuidade de vários lineamentos do embasamento, ou do sistema de dobramentos com os limites externos da Bacia Potiguar. Correlacionaram a Zona de Cisalhamento de Portalegre, com início na Bacia do Rio do Peixe, passando por Felipe Guerra e desaparecendo por baixo da Bacia Potiguar, às falhas de Baixa Grande e Carnaubais, e, o Lineamento de Augusto Severo à Falha de Apodi.

O padrão de anomalias gravimétricas mostradas no mapa gravimétrico residual de grandes anomalias da bacia (Fig. 2.4) define a estrutura geral do rifte orientado segundo a direção NE-SW, com seus altos internos, depocentros e limites externos. Contrastando com a estrutura regional do rifte, existem lineamentos de direção NW-SE e, E-W.

O arcabouço estrutural da Bacia Potiguar (Fig. 2.5) é definido por três componentes principais, representados por meio-grabens basculados, altos internos do embasamento (Alto de Quixaba, Alto de Canudos e Alto de Serra do Carmo) e plataformas rasas adjacentes (Plataforma Leste, à leste; Plataforma de Algodões, à sul, e Plataforma de Aracati, à oeste). A bacia exibe uma forma trapezoidal, controlada a leste por um sistema de falhas normais de direção NE-SW (Sistema de Falhas de Carnaubais), a oeste, pela Linha de Charneira de Areia Branca, de mesma direção, e a sul, pela Falha de Apodi, de direção NW-SE. O Alto de Macau separa a parte emersa da Bacia Potiguar de sua parte submersa (Matos et al. 1987; Matos 1987).

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Figura 2.3 - Modelo de teclas para o arcabouço e adjacências do Rifte Potiguar proposto por Fortes (1988).

A Falha de Apodi, de direção NW-SE, é definida como uma falha de transferência oblíqua, enquanto uma zona de acomodação interna (ZAI) de direção NW-SE é responsável pela segmentação interna da parte sul-sudoeste da Bacia Potiguar: define a compartimentação entre o Graben de Apodi e os Grabens de Umbuzeiro e Boa Vista adjacentes (Fig. 2.5).

À sudoeste da falha de Apodi, situa-se o graben de Algodões, de direção geral E-W, que se comporta como um pequeno graben externo à Bacia Potiguar (Hoerlle 1988, 1990). O Mapa do arcabouço estrutural da bacia é mostrado na figura 2.5.

2.3 - ESTRATIGRAFIA

O registro estratigráfico da Bacia Potiguar tem sido estudado desde a década de 40, mas foi definido formalmente por Souza apenas em 1982, revisto por Mello em 1987 e atualizado por Araripe & Feijó em 1994.

Araripe & Feijó (1994) organizaram o registro sedimentar da bacia em três grandes grupos: Areia Branca, Apodi e Agulha (Fig. 2.6).

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2.3.1 - GRUPO AREIA BRANCA

O Grupo Areia Branca foi proposto para reunir as formações Pendência, Alagamar e Pescada (Araripe & Feijó 1994).

A Formação Pendência foi proposta por Souza (1982) e representa sedimentos de origem continental constituída por conglomerados, arenitos e folhelhos aluvionares, flúvio deltaicos e lacustres preenchendo preferencialmente os baixos estruturais. As datações em palinomorfos e ostracodes não marinhos indicam idades Neo-Rio da Serra a Neo-Aratu.

A interpretação paleoambiental aponta para leques aluviais associados a falhamentos e sistemas flúvio-deltaicos progradando sobre pelitos lacustres, entremeados por freqüentes turbiditos. Foi dividida em quatro seqüências em função da observação de discordâncias/concordâncias relativas (Della Fávera et al. 1992).

A Formação Pendência é sobreposta discordantemente ao embasamento cristalino e sotoposta, também em discordância, com a Formação Alagamar.

A Formação Alagamar como definida por Souza (1982) representa a transição entre as fases rifte e margem passiva da Bacia Potiguar. Caracteriza-se por uma seção areno-carbonática sobreposta em discordância às formações Pendência ou Pescada, ou sobre o embasamento cristalino, e sotoposta em discordância à Formação Açú. É subdividida em dois membros: Upanema e Galinhos, separados por uma seção pelítica informalmente denominada Camadas Pontas do Tubarão (CPT). Sua idade é Neo-Alagoas, segundo datações bioestratigráficas com palinomorfos e ostracodes.

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2.3.2 - GRUPO APODI

O Grupo Apodi, designado por Oliveira & Leonardos (1943) para reunir as formações Açu e Jandaíra, teve seu sentido ampliado por Araripe & Feijó (1994) que inclui as formações Ponta do Mel e Quebradas.

A Formação Açu foi definida por Kreidler & Andery (1949), sendo constituída de camadas espessas de arenitos médios a grossos, intercalados com folhelhos e argilitos e siltitos. Seu contato inferior é discordante com a Formação Alagamar e, lateralmente, interdigita-se com as formações Ponta do Mel e Quebradas. Está sotoposta concordantemente à Formação Jandaíra. Sua datação aponta para uma idade Albiana-Cenomaniana (Araripe & Feijó 1994).

Vasconcelos et al. (1990), a partir da análise de perfis elétricos, dividiram a Formação Açu em quatro unidades, denominadas informalmente de Açu1 a Açu4, e definiram seu sistema deposicional como sistemas fluviais entrelaçados e meandrantes, e uma transgressão costeira estuarina.

Sampaio & Schaller (1968) definiram a Formação Jandaíra como calcarenitos bioclásticos a foraminíferos bentônicos, por vezes associados a algas verdes, podendo ocorrer marcas de raízes, diamicritos e gretas de contração. Este conjunto de fácies denota um ambiente de planície de maré (Monteiro & Faria 1988). Seu contato inferior é concordante com a Formação Açu ou com a Formação Quebradas. Lateralmente, interdigita-se com a parte inferior da Formação Ubarana. O contato superior é discordante com o Grupo Agulha. A Formação Jandaíra possui idade Turoniana a Meso-Campaniana.

A Formação Ponta do Mel, definida por Tibana & Terra (1981), compõem-se de calcarenitos oolíticos, doloesparitos e calcilutitos, com camadas de folhelhos. Interdigita-se lateralmente e recobre concordantemente a Formação Açu e está recoberta em discordância pela Formação Quebradas. Possui idade Neo-Albiana e foi depositada em ambiente de plataforma rasa, associado à planície de maré e mar aberto.

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para Cenomaniana. O ambiente deposicional é de plataforma e talude, com importante presença de turbiditos.

2.3.3 - GRUPO AGULHA

Esta unidade foi introduzida por Araripe & Feijó (1994) para congregar as formações Ubarana, Guamaré e Tibau.

A Formação Ubarana caracteriza-se por uma espessa seção de folhelhos e argilitos, entremeados por camadas delgadas de arenitos grossos a muito finos, siltitos e calcarenitos finos. Essas rochas estão lateralmente interdigitadas, em direção ao continente, com as do Grupo Apodi e as da Formação Guamaré. Sua idade vai do Albiano até o Holoceno, com ambiente deposicional de talude e bacia (Araripe & Feijó 1994).

A Formação Guamaré foi formalizada por Souza (1982) para a seqüência carbonática interposta lateralmente aos pelitos Ubarana e aos arenitos Tibau. Caracteriza-se por calcarenitos bioclásticos e calcilutitos, depositados em plataforma e talude carbonáticos, de idade Neo-Campaniana ao Holoceno.

A Formação Tibau foi proposta por Silva (1966) para designar os clásticos grossos sobrepostos aos carbonatos Guamaré. É composta por arenitos grossos e interdigita-se lateralmente com as formações Guamaré e Barreiras. O ambiente deposicional dominante é o de leques costeiros, atuantes do Neo-Campaniano ao Holoceno.

A Formação Barreiras foi mapeada por Cypriano & Nunes (1968) como arenitos e cascalhos avermelhados a amarelados, mal selecionados, argilosos e ferruginosos, muito afetados por processos endafogênicos, que podem atingir espessuras de até 100m. Esta formação ocorre ao longo de todo o litoral brasileiro, do Espírito Santo ao Pará. Sua idade é Mioceno-Plioceno.

Os Sedimentos de Praia e Aluvião (SPA), segundo Cypriano & Nunes (1968), reúnem sedimentos de ambiente costeiro (estuarino e litorâneo) a continental (fluvial e eólico), apresentando-se inconsolidados e com espessuras de até 70m. São de idade Quaternária.

A par do preenchimento sedimentar, três episódios magmáticos são individualizados na Bacia Potiguar:

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orientados preferencialmente na direção E-W. Datações em K-Ar (rocha total e plagioclásio) apontam idades entre 150 e 120 Ma (limite do Jurássico/Cretáceo ao Aptiano) (Oliveira 1993).

A Formação Serra do Cuó é representada por soleiras básicas que ocorrem na base da Formação Açu, na Serra do Cuó, com idade Santoniana a Campaniana (Lima Neto 1985).

A Formação Macau foi definida por Mayer (1974) como derrames de olivina-basalto afaníticos a localmente vesiculares, de idade do Eoceno ao Oligoceno, que ocorrem interdigitados com os sedimentos das formações Ubarana, Tibau e Guamaré (Lima Neto 1985).

2.4 - ESTRATIGRAFIA DE SEQÜÊNCIAS DA BACIA POTIGUAR

A estratigrafia de seqüências, como definida por Vail et al. (1977), é uma ferramenta de análise estratigráfica para bacias que apresentaram sedimentação de origem marinha. Esta análise baseia-se fundamentalmente na variação relativa do nível do mar ou nas relações entre as mudanças eustáticas do nível do mar, subsidência, suprimento sedimentar e sua influência no on lap costeiro. Suas mudanças determinam as discordâncias ou limites entre seqüências. As discordâncias são a essência deste tratamento estratigráfico e delimitam as seqüências.

A análise estratigráfica para as seqüências marinhas foi adaptada por Della Fávera et al. (1992) para o estudo da seqüência não marinha (fase rifte) da Bacia Potiguar, representada pela Formação Pendência.

Baseados em mapas estruturais, de isópacas, de percentagem de arenito, de fácies, assim como em análises faciológicas, análises geoquímicas de teor de carbono orgânico e isótopos, análise de argilas; na ciclicidade e na bioestratigrafia de cada seqüência, os autores dividiram a Formação Pendência em quatro seqüências.

Estas são limitadas por discordâncias e suas concordâncias relativas, sendo a Seqüência 1, a mais antiga. Dentro desta concepção, foram visualizados três tratos de sistemas na Formação Pendência:

1) Trato de sistemas de lago profundo, caracterizado por espessos pacotes de arenitos turbidíticos apresentando ciclos essencialmente simétricos, podendo compreender um intervalo transgressivo, com uma passagem gradual de uma seção arenosa na base para folhelhos no topo;

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verticalmente a arenitos de frente deltaica tipo flysch-like delta front. Eventualmente intercalam-se tempestitos. À medida que o lago é assoreado, os ciclos terminam com sedimentos de planície deltaica, de natureza essencialmente fluvial;

3) Trato de sistemas de lago assoreado, formado por espessos pacotes de arenitos médios a grosseiros, de fácies fluvial, onde a ciclicidade não é tão conspícua. Súbitas elevações do nível do lago proporcionam finas intercalações de folhelhos orgânicos.

2.5 - MODELO DEPOSICIONAL PARA A FORMAÇÃO PENDÊNCIA BASEADO

NA ESTRATIGRAFIA DE SEQÜÊNCIAS

O modelo deposicional proposto para a Formação Pendência baseia-se no observado nos lagos Tanganyika e Malawi (sistemas de riftes da África Oriental) (Scholz et al. 1990).

A principal diferença entre o desenvolvimento estratigráfico de uma margem passiva continental e um rifte de lago raso ou profundo consiste na variação dos parâmetros de escala, variação do nível de água e o grau de influência da tectônica atuante.

Em um sistema de riftes com tratos de mar de nível alto e baixo, extensão mínima (i.e. < 10 %) e uma grande taxa de subsidência ao longo de suas falhas de borda, pode-se observar variações nos fácies sedimentares da ordem de dezenas de quilômetros enquanto que, em uma margem passiva, as variações chegam a centenas de quilômetros.

Della Fávera et al. (1992) propuseram que as Seqüências 1 e 2, até a Superfície de Inundação Máxima (SIM), representem fases deposicionais de lago profundo. No topo da Seqüência 2 desenvolvem-se sistemas deltaicos em algumas porções da bacia. A partir da SIM, há um progressivo rebaixamento do nível do lago.

Na Seqüência 3, dominam os deltas depositados em nível de lago relativamente raso, caracterizados por uma excelente ciclicidade dos depósitos e boas características dos reservatórios (sedimentos deltaicos do tipo flysh-like delta front). Os dados geoquímicos indicam, a partir do topo da Seqüência 2, um ambiente mais salino que os anteriores, com matéria orgânica desprovida de influência continental.

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Correlações mais detalhadas a nível de ciclos individuais (parasseqüências) só são possíveis em campos de hidrocarbonetos (Della Fávera et al. 1992).

Três modelos representam a evolução temporal desses sistemas deltaicos: lobos sigmoidais, braid deltas e fan deltas.

O primeiro modelo representa depósitos de suspensão de frente deltaica avançando sobre lamas pro-deltaicas sem qualquer evidência de componentes de planície deltaica associada. Ocorre na porção superior da Seqüência 2, nas bordas da bacia e, na porção inferior da Seqüência 3, no centro da bacia.

O segundo modelo é formado por depósitos de frente deltaica e prodelta, semelhantes ao anterior, sobrepostos por depósitos tracionais de planície deltaica. Nesta, visualizam-se drenagens de canais fluviais de alta energia e ampla distribuição, assemelhando-se ao modelo conhecido como braid delta.

O terceiro modelo difere do segundo, principalmente por apresentar texturas mais grossas e indicativas de processos gravitacionais, e ocorre na porção superior da Seqüência 3 e base da Seqüência 4. A instalação do sistema fluvial na seqüência superior (Seqüência 4), assoreia totalmente o lago que, apesar das condições rasas de sedimentação, ainda registrava afogamentos periódicos, representados por folhelhos orgânicos intercalados aos arenitos.

2.6 - EVOLUÇÃO TECTONO SEDIMENTAR DAS BACIAS JURO-CRETÁCICAS

BRASILEIRAS

O registro sedimentar das bacias tipo rifte do Nordeste Brasileiro está condicionado à evolução das bacias marginais (bacias do leste e equatorial) e documenta o quanto a composição e as estruturas preexistentes no embasamento pré-cambriano controlaram a origem e evolução desses riftes.

Estrela (1972) e Asmus & Porto (1972) foram os primeiros a classificar as bacias marginais brasileiras no contexto da tectônica de placas, e Asmus & Porto (1980) apresentaram uma interpretação cronológica das seqüências estratigráficas destas bacias (Fig. 2.7).

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A fase sin-rifte I da megasseqüência continental é constituída por bacias extensas e rasas, que se desenvolveram no final do Jurássico (Andar Dom João) e foram definidas por Ponte (1971) como Depressão Afro-Brasileira. Esta extensa sedimentação é reconhecida nas bacias do Gabão, Congo e Cabinda (África) e nas bacias do Nordeste Brasileiro, a saber, Recôncavo-Tucano-Jatobá, Sergipe-Alagoas e Araripe (Netto & Oliveira 1985). A ocorrência sedimentar possui seu limite norte na Zona de Cisalhamento de Patos, de direção E-W. Poços perfurados nas bacias do Rio do Peixe e Potiguar não indicaram sedimentos do Jurássico abaixo da seqüência Cretácica (figura 2.8).

A fase Sin-rifte II é a principal fase de sedimentação e ocorreu durante o Neocomiano- início do Barremiano (Andares Rio da Serra-Aratu), com o desenvolvimento de bacias tipo rifte. Megazonas de cisalhamentos transversais, grandes falhamentos e unidades litotectônicas controlaram os três trends de riftes principais: (1) trend Gabão-Sergipe-Alagoas (GSA); (2) trend Recôncavo-Tucano-Jatobá (RTJ) e (3) trend Cariri-Potiguar (CP) (figura 2.9). As bacias intracratônicas dos trends (2) e (3) consistem de meio grabens assimétricos separados por altos do embasamento, falhas de transferência e/ou zonas de acomodação e possuem direção geral NE-SW, perpendiculares à direção de extensão NW-SE (N45W) (Matos 1992).

Na fase Sin-rifte III (Andares Buracica-Jiquiá) as bacias marginais do leste brasileiro limitadas pela zona de cisalhamento de Pernambuco-Ngaoundere, experimentaram sua fase final de desenvolvimento. Nessa fase, iniciou-se o rifteamento do domínio equatorial leste, com a implantação de pequenos grabens próximos ao Alto de Fortaleza (Graben de Jacaúna) e o desenvolvimento da parte submersa da Bacia Potiguar, com mudanças no campo de tensões entre a África e a América do Sul, de NW-SE para aproximadamente E-W (Fig. 2.10). É atribuída a esta fase a atual morfologia da Bacia Potiguar com meio-grabens basculados separados por altos do embasamento.

Durante o Aptiano (Fig. 2.11), enquanto nas bacias marginais do leste brasileiro se desenvolve uma megasseqüência evaporítica transicional (Chang et al. 1988, 1990), o domínio equatorial experimenta um desenvolvimento simultâneo em sua zona de ruptura, representando o estágio final do rifteamento continental com a união dos Braços Equatoriais e Atlântico Sul.

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CAPÍTULO 3

INTERPRETAÇÃO DAS SEÇÕES SÍSMICAS

3.1 – INTRODUÇÃO

Segundo Hamblin (1965), uma falha normal lístrica se forma em um ambiente extensional onde a capa se separa da lapa formando uma superfície curva. Esta superfície, quando ativa durante o preenchimento do espaço gerado pela separação, imprime nos sedimentos uma geometria característica da forma da falha, gerando estruturas sin-sedimentares sobre os estratos (sinclinais, anticlinais, falhas antitéticas). Em virtude de a capa se mover sobre uma superfície côncava para cima e manter uma orientação constante relativa à superfície, falhas lístricas produzem inclinações diferentes entre as camadas da lapa e da capa, ou seja, o mergulho das camadas é maior na capa do que na lapa. Simulação física realizada com argila (Dulla, 1991) mostra a formação de um anticlinal de rollover que confirma este fato (Fig. 3.1).

Segundo Matos (1992), este processo pode ser representado matematicamente, para uma geometria de falha lístrica, pela formulação:

y = m.arctan [n.x]

onde “m” e “n” definem a geometria da falha lístrica principal. A profundidade do falhamento é uma função de “m”, enquanto a razão de mudança do mergulho da falha próximo à superfície é uma função de “n”, como mostram as figuras 3.2 e 3.3.

A figura 3.4 ilustra duas falhas normais lístricas separadas por uma distância “W”, estendidas por

e1 e e2 respectivamente. A conservação de área requer que as áreas A1 e A2, removidas, sejam iguais à do

polígono “ABCD”. Segundo Matos (1992), este processo demonstra matematicamente a possibilidade da formação de um duplo descolamento.

A figura 3.5 mostra a simulação de um sistema rampa-patamar-rampa onde os off-sets laterais de falhas lístricas são superimpostos, em uma posição original da capa e da lapa antes da distensão. Após a distensão, os blocos distendidos são descritos pelas curvas y1 e y2. O fator “f“ descreve a posição onde a

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rollover são sensíveis ao ângulo de cisalhamento. O fator chave no resultado da geometria da bacia é o ângulo de cisalhamento interno. A figura 3.6 ilustra um sistema de falhas duplas com contrastes na geometria da falha. Os rollovers resultantes das duas superfícies controladas por falhas normais de alto e baixo ângulo são função do ângulo de cisalhamento interno.

O cisalhamento antitético quando associado à falhas normais de alto ângulo proporciona resultados geológicos razoáveis e, o cisalhamento sintético e próximo à vertical proporciona melhores resultados com falhas normais de baixo ângulo.

Segundo o autor acima referido, um meio-graben conjugado é gerado principalmente pelo baixo ângulo de emergência das falhas, resultando em uma segunda zona extensional triangular, que não ocorre no sistema de meio-graben simples.

As figuras 3.7.a e 3.7.b ilustram a evolução e a geometria resultante de dois meio-grabens conforme concepção de Matos (1992). No meio-graben simples (standard half graben), as duas falhas que delimitam os dois meio-grabens atuam juntas durante a distensão. Geralmente possuem ângulos de mergulho elevados e forma-se um alto interno proeminente entre os dois meio-grabens.

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Figura 3.2 - Representação gráfica da formulação y = m.arctan [ nx ] para a lapa de falhas normais lístricas, mostrando a variação da profundidade do plano de falha em função da mudança do parâmetro “m”.

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Figura 3.4 - Modelo de falhas com descolamento múltiplo. Após uma distensão e, antes do cisalhamento, a posição do topo e da base dos blocos distendidos são descritos por y1, y2, y3 e y4 (Matos 1992).

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Figura 3.7 – Esquemas mostrando a diferença na gênese entre meio-grabens simples e conjugados, devido à variação no ângulo de mergulho da falha mestra que por sua vez é função do ângulo de cisalhamento interno (Matos 1992).

3.2 – DESCRIÇÃO DAS SEÇÕES SÍSMICAS

Das cinqüenta e sete seções sísmicas interpretadas, oito serão apresentadas a seguir. As seções cortam a Falha de Apodi em diferentes pontos e apresentam estruturas diversas dos sedimentos e dos altos internos ao graben de Apodi. Em todas as seções, o embasamento cristalino é representado por traços vermelhos; as falhas por traços verdes e a Discordância Alagoas, por traços na cor roxa.

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Figura 3.8 - Evolução tectônica esquemática para o graben de Apodi (Matos 1992). DSR: Falha de Dix-Sept Rosado.

Os sedimentos da fase rifte, internos ao graben de Apodi, apresentam-se dobrados e falhados com estruturações positivas junto à falha de Apodi e do Alto de Quixaba. A Discordância Alagoas marca o final da fase rifte e o início da fase transicional na Bacia Potiguar.

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sinclinal bem desenvolvido cuja geometria sugere uma relação com o tectonismo da falha. A interpretação cuidadosa desta seção sísmica assim como a de outras linhas (L3 até L7), nas quais feições similares ocorrem, indica tratar-se de uma dobra de arrasto. Esta estrutura constitui uma feição ainda não descrita no graben de Apodi e que aponta para a formação de dobras sin-tectônicas no interior do semi-graben. A seção L2 ainda mostra um dobramento positivo sobre o Alto de Quixaba, e, a noroeste, estruturações positivas internas ao graben.

A Seção Sísmica L3, de direção NNW/SSE (Fig. 3.11), apresenta a Falha de Apodi, a sudeste, como uma falha lístrica de alto ângulo de emergência, que se horizontaliza em torno de três segundos. O embasamento cristalino, no bloco do teto, desenvolve uma estrutura em rollover. Da mesma forma, como já descrito na seção L1, a porção mais alta desta estrutura representa o Alto de Quixaba.

Os estratos sedimentares internos ao Graben de Apodí caracterizam novamente, junto à falha de Apodi, uma dobra sinformal de arrasto. Observa-se, ainda, que, sobre o Alto de Quixaba, os sedimentos constituem camadas plano-paralelas e que a erosão pré-discordância Alagoas removeu o topo da Formação Pendência iniciando-se, aí, o ciclo transicional da Bacia Potiguar.

A Seção Sísmica L4, de direção NNW/SSE, é paralela à Seção Sísmica L3 (Fig. 3.12). Também apresenta a Falha de Apodi, a SSE, como uma falha lístrica de alto ângulo com o segmento horizontal em torno de três segundos. Falhas antitéticas de pequeno rejeito aparecem dentro do graben de Apodi.

Da mesma forma como nas linhas L1 e L2, um segundo descolamento ocorre a NNW. Os estratos sedimentares internos ao graben mostram-se novamente deformados, em uma dobra sinformal como conseqüência de um arrasto normal junto à Falha de Apodi. Junto ao segundo descolamento, sobre o Alto de Quixaba, observam-se os sedimentos em posição plano-paralela. Os sedimentos são aqui pouco dobrados mas exibem falhas antitéticas. Esta geometria se assemelha àquela de um meio-graben conjugado descrito por Matos (1992), e permite sugerir que uma deformação progresiva tenha ocorrido no Graben de Apodí. Nesta seção, a discordância Alagoas trunca os sedimentos da fase rifte (Formação Pendência).

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A geometria em rampa-patamar-rampa da Falha de Apodi propiciou nos sedimentos desta seção o desenvolvimento de camadas com arrasto tanto normal (dobra sinclinal) quanto reverso (dobra anticlinal). O arrasto normal é observado na rampa mais profunda da seção e o reverso na mais rasa.

Nesta seção não ocorre um segundo descolamento. No bloco do teto, junto da Falha de Apodi nota-se novamente um anticlinal de rollover (de mergulho suave) em cuja parte mais alta caracteriza-se o Alto de Quixaba.

A discordância Alagoas reflete a erosão da parte superficial da Formação Pendência junto à Falha de Apodi e mostra uma concordância aparente na parte central e à nordeste do Graben de Apodi.

Na Seção Sísmica L6, de direção NE/SW (Fig. 3.14), a Falha de Apodi, a SW, possui baixo ângulo de emergência e geometria levemente sigmoidal (em rampa-patamar-rampa). O patamar entre as duas rampas, localizado na parte superior da falha, é, apesar de pequeno visível. Nesta seção, o descolamento se horizontaliza em torno de dois mil e oitocentos milisegundos. Internamente ao graben, desenvolveram-se falhas sintéticas de pequeno rejeito que caracterizam um graben de colapso em crista, incipiente.

A seção sedimentar sin-rifte apresenta camadas plano-paralelas e, junto à Falha de Apodi, arrastos normais formando uma estrutura em sinclinal. No bloco do teto da falha desenvolveu-se um anticlinal de rollover muito suave e o Alto de Quixaba é menos proeminente. A discordância Alagoas trunca toda a parte superior da Formação Pendência.

A Falha de Apodí na Seção Sísmica L7, de direção NE/SW (Fig. 3.15), apresenta-se novamente com uma geometria sigmoidal em forma de rampa-patamar-rampa. Esta geometria é bem desenvolvida, nesta seção. Aqui, o descolamento se horizontaliza em torno de três mil e oitocentos milisegundos. Falhas sintéticas de pequeno rejeito formaram-se no interior do graben e sugerem a presença de um graben de colapso em crista, na parte superficial da seção, junto à Falha de Apodi.

Esta seção também exibe os estratos sin-rifte bastante estruturados. Observam-se, como nas seções anteriores, dobras de arrasto com geometria em sinforme e antiforme formadas em conseqüência ao tectonismo da Falha de Apodi.

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Na Seção Sísmica L8 de direção NE/SW (Fig. 3.16), a Falha de Apodi possui uma geometria de baixa curvatura e alto ângulo de mergulho. O segmento horizontal posiciona-se em torno de três segundos. Junto à Falha de Apodi, os estratos sedimentares apresentam-se plano paralelos e com um pequeno arrasto normal.

Nesta seção, o teto da falha gera o Alto de Canudos e a discordância Alagoas apresenta-se como uma discordância aparente.

3.3 – MAPA DE CONTORNO DO PLANO DE FALHA DE APODI

Para a confecção do mapa de contorno do plano da falha de Apodi foram utilizadas as cinqüenta e oito linhas sísmicas de reflexão, em tempo, na área da falha de Apodi. Com base nos perfis de velocidade intervalares (sônico) dos poços na região e, com os dados das velocidades intervalares das linhas sísmicas, este mapa em tempo foi transformado em profundidade (Fig 3.17).

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(71)

rlle, M.R.

2008. M

odelagem

Física e Resposta Sísm

ica Sintética do G rabe n de A

podi, Bacia Potiguar Em

ersa...

C Figura 3.15

(A) - Seção Sísmica L7, sem interpretação; (B) - Seção Sísmica L7, com interpretação mostrando as principais feições da área; (C) - Mapa de Localização com a posição das Seções Sísmicas.

SEÇÃO SÍSMICA L7 NW

SE 0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 T em po D up lo s A 5 Km 0 0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 Te m po D up lo s C B

Falha de Apodí

Discordância Alagoas

Alto de Quixaba Embasamento

Graben de Colapso em Crista

Graben de Apodí Embasamento L 9 Fi gur a 3. 15 – (A) – Seção

Sísmica L7, se

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ão;

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ão Sísm ica L7, com interpre tação ostrando

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Mapa

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ões sísm

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(72)

(73)

(74)

3.4 – OS MAPAS DE ISÓPACAS DAS SEQÜÊNCIAS DO SISTEMA PENDÊNCIA

A tabela 3.1 apresenta os dados dos poços utilizados para a confecção dos mapas de isópacas das quatro seqüências da Formação Pendência.

Quando os poços não atingiram as seqüências usou-se a interpretação das linhas sísmicas. Nestas ocasiões, para a transformação dos dados em tempo para profundidade, usou-se ou o perfil sônico dos poços ou a velocidade intervalar das linhas sísmicas.

3.4.1 - SEQÜÊNCIA 1

Os limites, inferior e superior, são discordantes e os sedimentos se assentam diretamente sobre o embasamento cristalino.

O padrão sísmico das camadas da base são refletores plano-paralelos de boa continuidade, amplitudes elevadas e baixas freqüências, refletindo a presença de espessos pacotes de folhelhos. Sobre estes folhelhos foram depositados expressivos corpos de areias que apresentam sismicamente refletores descontínuos e de baixa amplitude.

O Mapa de Isópacas da Seqüência 1 (Fig. 3.18) exibe um espessamento em direção aos grandes falhamentos da borda do Graben de Apodi. Este fato sugere uma forte influência tectônica da Falha de Apodi na sua deposição.

3.4.2 – SEQÜÊNCIA 2

A Seqüência 2 está separada da Seqüência 1 por uma discordância bem marcada e, seu topo coincide com um truncamento erosional. A deposição desta seqüência caracteriza-se por um intervalo transgressivo na base e um regressivo no topo, separados por uma camada argilosa. Esta é interpretada como uma superfície de aporte terrígeno mínimo (Superfície de Inundação Máxima - SIM).

Sismicamente, esta seqüência caracteriza-se por refletores fracos e descontínuos na base e refletores com maior continuidade acima da Superfície de Inundação Máxima (SIM). Esta superfície (SIM) apresenta-se como um refletor relativamente contínuo.

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3.4.3 - SEQÜÊNCIA 3

O contato basal da Seqüência 3 com a Seqüência 2, sotoposta, se faz de duas formas: Onlaps nas paleotopografias das bordas da bacia e dos altos internos, e, através de concordâncias relativas, nos depocentros.

Sismicamente, a Seqüência 3 possui refletores de boa continuidade lateral e reflexões de altas amplitudes e freqüências, que reflete a sua grande ciclicidade.

A configuração paralela/sub-paralela dos refletores e a ausência de discordâncias internas nesta seqüência representam o resultado de uma deposição sobre uma superfície estável e uniformemente subsidente.

O Mapa de Isópacas da Seqüência 3 (Fig. 3.20) apresenta a sedimentação mais uniforme de todas as seqüências apesar de haver um espessamento nos depocentros do sistema de falhas de Apodi e Baixa Grande. A maior espessura (1400 m) dessa seqüência foi perfurada no poço P2 junto a Falha de Baixa Grande.

3.4.4 - SEQÜÊNCIA 4

O contato basal com a Seqüência 3 é quase sempre concordante. Seu topo é truncado pela discordância pré-Alagoas (Formação Alagamar). A Seqüência 4 ocorre, como as outras seqüências, nos depocentros do Graben de Apodi e, também, do Graben de Umbuzeiro.

A configuração paralela/sub-paralela dos refletores sísmicos indicam uma deposição em ambiente tectônico estável. Os refletores são descontínuos e apresentam baixa amplitude.

O Mapa de Isópacas da Seqüência 4 (Fig. 3.21) mostra que as maiores espessuras (1545 m) preservadas desta unidade encontram-se na porção oeste do Graben de Apodi, junto ao poço P11.

3.5 - DISCUSSÃO

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A análise conjunta da geometria da Falha de Apodi e dos mapas de isópacas das quatro seqüências sedimentares da Formação Pendência sugere que esta falha foi ativa durante toda a fase rifte. As seções sísmicas mostram que a Falha de Apodi, com a sua geometria diversa, imprimiu nos sedimentos as mais variadas estruturas, desde camadas plano paralelas a camadas dobradas. As dobras, quando ocorrem junto à Falha de Apodí, foram interpretadas como dobras de arrasto.

Os mapas de isópacas revelam, para todas as seqüências, um espessamento junto à falha que ocorreu de forma irregular ao longo de toda a extensão, SE-NW, da Falha de Apodi. O atual estado de conhecimento da Falha de Apodi permite que se relacione o fato acima à geometria variada da falha e à atividade tectônica desta, durante a deposição das seqüências sin-rifte.

As estruturas observadas no domínio central a noroeste das seções sísmicas L1, L2 e L4

confirmam a proposta de Matos (1992) de que o Graben de Apodi constitua um meio-graben

conjugado. Os dados, do estudo aqui desenvolvido, permitem acrescentar a esta proposta que o

meio-graben conjugado é controlado por uma falha mestra de geometria variada.

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POÇO PROFUNDIDADE PROFUNDIDADE ISÓPACA ISÓPACA ISÓPACA ISÓPACA FINAL (m) EMBASAMENTO(m) SEQ.1 (m) SEQ.2 (m) SEQ.3 (m) SEQ.4 (m) P1 3298 NA NA SÍSMICA 1325 170 P2 3036 NA NA SÍSMICA 1400 540 P3 1576 1525 100 295 450 E P4 1945 1925 100 370 870 E P5 1745 NA NA SÍSMICA 490 E P6 2541 2515 55 590 880 140 P7 2402 NA SÍSMICA 420 1030 100 P8 3578 3520 280 1385 1130 160 P9 3675 3640 95 1800 740 395 P10 2413 2385 145 275 NC SÍSMICA P11 4075 NA SÍSMICA 945 760 1545 P12 3703 NA NA SÍSMICA 1180 1060

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